L’EAU DANS L’ATMOSPHÈRE - Climatologie et Paleoclimatologie - page 54

Le rapport de mélange eau-vapeur d'eau dans une parcelle d'air peut être calculé

0,6218 p w
pp w

sachant que l'on a : RM = ------------------------------- , avec p : pression atmosphérique de l'air

-

humide, en Pascals (soit 101 325 Pa au sol).
La quantité maximale de vapeur d'eau dans l'air est atteinte quand p w = p ws , p ws
étant la pression de vapeur d'eau saturante.

0,6218 p ws
pp ws

On peut ainsi écrire RM s = --------------------------------- , RM s étant le rapport de mélange à satu-

-

ration.

9.2 C HALEUR SENSIBLE , CHALEUR LATENTE

Nous avons vu, plus haut, qu'un corps pouvait être échauffé par l'absorption de
rayonnement. Mais des échanges de chaleur peuvent s'effectuer par d'autres proces-
sus.
On appelle chaleur sensible , la chaleur que peut gagner ou perdre un corps par
conductibilité thermique sans changement de phase. Lorsqu'un changement de
phase affecte un corps, alors que les deux phases en présence restent à une tempé-
rature constante, ce corps, selon les cas, perd ou gagne de la chaleur dite chaleur
latente (ou enthalpie de changement d'état). La quantité de chaleur perdue ou
gagnée lors d'un certain changement de phase est égale à la quantité de chaleur
respectivement gagnée ou perdue lors du changement de phase opposé.
À la pression atmosphérique, la chaleur latente de fusion de l'eau est de 334 kJ/kg
et sa chaleur latente d'évaporation de 2 259 kJ/kg.

9.3 G RADIENTS DE TEMPÉRATURE DANS L ' ATMOSPHÈRE

Gradient vertical de température, émagrammes
Habituellement, la température de l'air décroît avec l'altitude. Cela tient au fait que
la source de chaleur fournissant l'énergie calorifique de l'atmosphère est principale-
ment le sol, qui absorbe l'énergie lumineuse solaire, et à la diminution de l'intensité
de l'effet de serre en fonction de l'altitude.
En mesurant les températures de l'air à différentes altitudes grâce à des sondages
atmosphériques (par des ballons munis d'appareils de mesure), on peut définir un
gradient vertical de température qui, en moyenne et en valeur absolue, est de 6,5 °C
par km d'altitude (gradient dit normal). Mais ce gradient peut être très variable selon
les conditions locales et l'histoire des masses d'air, et est loin de rester constant
selon les altitudes. À noter que l'on observe parfois des gradients positifs (la tempé-
rature de l'air croît avec l'altitude) correspondant à ce que l'on appelle des inver-
sions de température . Les gradients de température peuvent être tracés sur des
diagrammes nommés émagrammes, ou téphigrammes ( Fig. 32 ).