| Focus 1/3 | Les orages : de l'électricité dans l'air

Thermodynamique d’une parcelle d’air ascendante dans un cumulonimbus

Pour comprendre pourquoi et jusqu’à quelle altitude l’air monte dans un orage, quelques notions de thermodynamique sont nécessaires (lien vers article Thermodynamique). Considérons une parcelle d’air proche du sol, dans une atmosphère caractérisée par un profil de température typique de conditions pré-orageuses (courbe noire sur la figure). Si cette parcelle monte, elle rencontre une pression de plus en plus faible, donc elle se détend. Puisque l’air échange très peu de chaleur avec l’extérieur, cette détente est pratiquement adiabatique et ceci impose à la température de diminuer. Dans le diagramme altitude-température de la figure, la parcelle d’air suit la courbe rouge, appelée adiabatique sèche. Cette parcelle d’air se refroidit plus que l’environnement, devient donc plus dense et est susceptible de redescendre. Mais dans certaines conditions des processus de soulèvement, tels que la turbulence dans la couche limite atmosphérique (lien vers article Couche limite atmosphérique) ou certains phénomènes de brises observés sur les côtes ou en montagne, apportent suffisamment d’énergie à la parcelle d’air pour lui permettre de poursuivre son ascension. En se refroidissant, la quantité de vapeur d’eau que l’air est capable de porter diminue, conformément à la relation de Clausius-Clapeyron [1]. La vapeur d’eau excédentaire condense alors sous forme de gouttelettes, à partir d’une altitude qu’on appelle niveau de condensation.

Dès lors, la condensation libère de la chaleur latente, qui réchauffe la parcelle, laquelle se refroidit donc moins que ce que prévoit l’adiabatique sèche. La parcelle suit la courbe bleue de la figure, appelée adiabatique humide. Il se peut que le profil de température dans l’environnement immédiat soit tel que la parcelle d’air, lorsqu’elle dépasse une certaine altitude, devienne plus chaude que son environnement. On appelle cette altitude le niveau de convection libre (NCL). La parcelle d’air plus chaude et moins dense continue alors de s’élever sous l’effet de la poussée d’Archimède. Cette ascension  se poursuit jusqu’à ce que la parcelle redevienne plus froide que son environnement, à une altitude appelée niveau d’équilibre (NE). La parcelle ralentit alors et finit par s’arrêter.

 Encyclopédie environnement - thermodynamique d'une parcelle d'air - thermodynamique
Schéma expliquant la thermodynamique d’une parcelle d’air qui monte, dans un diagramme altitude-température. La courbe noire correspond à la température de l’environnement. La courbe rouge correspond à l’adiabatique sèche d’une parcelle au sol. La courbe bleue correspond à l’adiabatique humide de cette même parcelle une fois le niveau de condensation atteint.

 

La surface de couleur verte sur la figure représente une énergie de flottabilité, appelée CAPE (Convective Available Potential Energy). Plus la CAPE est grande, plus la parcelle d’air monte vite. La surface de couleur rose représente quand à elle une énergie d’inhibition dite CIN (Convective INhibition). C’est l’énergie qu’il faut fournir pour forcer la parcelle d’air à monter jusqu’à son niveau de convection libre. Dans les conditions typiques qui précèdent un orage, l’atmosphère est dite conditionnellement instable. Ceci signifie qu’après avoir fourni la CIN pour faire forcer la parcelle à s’élever jusqu’au NCL, cette parcelle se retrouve dans une position instable qui lui permet de monter sans nouvel apport d’énergie jusqu’au NE.

 


Notes et références

[1] https://fr.wikipedia.org/wiki/Formule_de_Clapeyron