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5.9 : Trouver la hauteur de la tropopause et la profondeur des couches mixtes - Géosciences

5.9 : Trouver la hauteur de la tropopause et la profondeur des couches mixtes - Géosciences


Rappelons du chapitre 1 (Fig 1.10) que la température de l'atmosphère standard diminue avec la hauteur dans la troposphère, mais est isotherme avec la hauteur dans la partie inférieure de la stratosphère. La base de la couche isotherme stratosphérique est la tropopause.

Les sondages réels sont plus complexes que la simple atmosphère standard et peuvent avoir de nombreuses couches stables différentes (et couches isothermes) à différentes hauteurs (Figure 5.18). Néanmoins, si le ballon radiosonde monte suffisamment haut avant d'éclater, il peut souvent pénétrer dans la stratosphère. Pour localiser la tropopause, il suffit de rechercher le fond de la couche isotherme très épaisse qui est proche d'une altitude-pression de 40 à 20 kPa.

Exemple d'application

Quelle est la hauteur (ou pression) de la tropopause dans le sondage de la figure 5.18, et comment est-elle identifiée ?

Trouve la réponse

Donné : le sondage tracé.

Trouver : PTrop = ? kPa

La base de la couche isotherme profonde près du sommet de ce sondage est à PTrop28 kPa. Les autres couches isothermes et d'inversion sont trop basses et trop fines.

Vérifier: Esquisse OK.

Exposition: La tropopause est plus basse près des pôles et plus élevée près de l'équateur. Elle est plus faible en hiver, plus élevée en été (voir Tableau 6-1 du chapitre Nuages), mais varie considérablement d'un jour à l'autre.

Une forte stabilité statique existe dans les régions où les lignes de température potentielle (istropes) sont serrées verticalement les unes contre les autres. La stratosphère fortement stable a un emballage d'isentropes plus serré que la troposphère moins stable, comme esquissé dans la coupe transversale verticale idéalisée de la figure 5.19. Ainsi, vous pouvez localiser la tropopause au bas de la région de tassement isentrope serré, comme illustré à la figure 5.19. [ATTENTION : La tropopause ne suit généralement PAS un seul isentrope.]

Pour illustrer la relation entre la stabilité et l'espacement isentrope, supposons qu'une insonde brute (c'est-à-dire un ballon météorologique rempli d'hélium) est lâchée près du sol et monte le long de la ligne orange de la figure 5.19. Pendant qu'il s'élève, il mesure la température et la pression du milieu environnant, ce qui permet de calculer le profil vertical de la température potentielle .

Il démarre dans l'air froid près du sol, où le grand espacement entre les isentropes montre que la stabilité statique est faible près du sol. A environ 4 km au-dessus du sol, il traverse une inversion frontale, où la stabilité statique est plus forte comme le montre l'espacement rapproché des deux isentropes (θ = 260 & 270 K). Plus haut, dans la moyenne troposphère, l'espacement plus grand indique une stabilité plus faible. À partir d'environ 10 km d'altitude, la sonde pénètre dans une région à faible espacement des isentropes, ce qui indique que la sonde est entrée dans la stratosphère. Le fond de cette région fortement stable est la tropopause.

Lorsque les particules d'air s'advectent (se déplacent) horizontalement, elles ont également tendance à se déplacer verticalement pour rester sur une surface de température potentielle constante (c'est-à-dire une surface isentropique), en supposant qu'il n'y ait pas de transfert de chaleur vers/depuis le colis. La raison est la flottabilité. Par exemple, la parcelle à 30°N illustrée à la figure 5.20 a une température potentielle de = 270 K, elle essaierait donc de rester sur l'isentrope de 270 K (ligne bleu foncé sur cette figure).

S'il s'écartait légèrement [au-dessus, au-dessous] de cette surface, il serait entouré d'air qui a une température potentielle [plus chaude, plus froide], provoquant une force de flottabilité qui aurait tendance à [abaisser, élever] le colis à l'altitude de l'isentrope 270 K. Analyse isentropique est une méthode de traçage des variables météorologiques sur des surfaces à constant comme moyen d'estimer la dynamique dans des conditions adiabatiques.

Lorsque le soleil chauffe le sol pour qu'il soit plus chaud que l'air adjacent, ou lorsque de l'air froid s'advec sur un sol plus chaud, une partie de la chaleur est conduite dans la fine couche d'air touchant le sol (voir le chapitre sur la thermodynamique). Cet air chaud près de la surface veut s'élever sous forme de bulles ou de panaches verticaux appelés thermiques. On peut parfois voir des oiseaux planer dans les courants ascendants de ces thermiques.

Les thermiques créent des verticales circulations convectives qui remuent la partie inférieure de la troposphère dans un couche bien mélangée. Cette couche mixte convective est la preuve d'une instabilité statique non locale dans la couche limite — les 300 à 3000 m inférieurs de la troposphère.

le couche mixte (ML) est généralement recouvert d'une couche statiquement stable ou inversion de température (où la température augmente avec l'altitude), ce qui empêche les thermiques de monter à travers et piège les polluants en dessous. Ainsi, la profondeur ML zi est importante pour les études sur la qualité de l'air.

Pour trouver zje à partir d'un sondage, utilisez les méthodes non locales décrites plus haut dans ce chapitre. (1) Dessinez le sondage mesuré sur un diagramme thermique. (2) Estimez la température de la parcelle d'air proche de la surface et tracez-la sur le même diagramme. (3) Soulevez cette parcelle de manière adiabatique jusqu'à ce qu'elle atteigne le sondage environnemental, qui définit zje (ou Pje si vous utilisez la pression comme coordonnée verticale). Les diagrammes thermiques θ vs. z (voir la fin de ce chapitre) sont pratiques pour les études ML.

Une approche moins précise, mais rapide, consiste à rechercher l'inversion de température (ou une couche similaire statiquement stable) qui se trouve près du sol, mais sans le toucher. UNE Température renversement est où T augmente avec la hauteur. Le sommet de la couche mélangée se situe généralement quelque part dans cette inversion de température. Sur la figure 5.18, la hauteur moyenne de l'inversion de température est d'environ zje = 87 kPa. Voir les chapitres sur la couche limite et la pollution atmosphérique pour plus de détails.

Exemple d'application

Tracez le sondage suivant sur un diagramme Skew-T. Si le sol chauffe une parcelle d'air à l'état suivant [P=100 kPa, T = 25°C], alors trouvez la pression du sommet de la couche de mélange. Sondage : [P (kPa), T (°C)] = [100,22] , [99,19] , [85,7] , [80,5] , [75,5] , [60,–5 ] , [50,–10] , [30,–40] , [20,–40] .

Trouve la réponse

Donné : les données ci-dessus.

Trouver : Pje (pression en kPa au sommet de la couche de mélange zje ) Voir Skew-T ci-dessous. Le point rouge et la flèche représentent la parcelle d'air chauffée près de la surface. La ligne noire est le sondage environnemental tracé.

D'après le diagramme, Pje 78 kPa.

Vérifier: Le croquis est d'accord avec des diagrammes thermiques plus grands.

Exposition: La région ombrée de jaune n'est pas localement instable. C'est la couche mixte turbulente.

INFO • Une approche holistique de la stabilité

L'approche non locale n'est pas nouvelle. Les prévisionnistes d'orages utilisent généralement l'ensemble du sondage et considèrent les parcelles d'air s'élevant de la surface au sommet de la tempête pour estimer la gravité potentielle des tempêtes. Ils ne se concentrent pas uniquement sur le taux de déchéance local dans la moyenne troposphère pour estimer l'intensité des orages.

Le « taux de déchéance » (subadiabatique, adiabatique, superadiabatique) est ne pas synonyme de « stabilité statique » (stable, neutre, instable). Si le but d'une définition de stabilité est de déterminer si l'écoulement devient turbulent, alors vous devez considérer les effets non locaux dans l'ensemble du sondage.


Voir la vidéo: Determinación de espesores reales en mapas geológicos