Geoscience Reference
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m
4 000
3 000
2
2 000
1
1 000
0
- 5 0 5 10 15 20 25 30 35 40 °C
température en °C
Fig. 33
- Gradients de température adiabatiques
Émagramme montrant 1) une courbe correspondant à un gradient adiabatique
sec ; 2) une courbe correspondant à un gradient adiabatique sec jusqu'à 2 400 m
d'altitude, puis saturé.
9.4 S
TABILITÉ
OU
INSTABILITÉ
DE
L
'
AIR
Les considérations ci-dessus sur les gradients thermiques permettent de comprendre
les conditions dans lesquelles des mouvements ascendants des masses d'air peuvent
ou non engendrer des instabilités.
Si, dans une certaine région, le gradient thermique vertical atmosphérique réel est
plus grand, en valeur absolue, que le gradient thermique adiabatique (on dit qu'il est
super-adiabatique), alors, une masse d'air entraînée dans un mouvement vertical
deviendra moins froide que les masses d'air environnantes. Elle sera donc moins
dense que celles-ci, ce qui favorisera sa montée. Cela est encore plus marqué si la
masse d'air ascendante se sature en humidité car, alors, elle se refroidit encore
moins vite. On dit de ces gradients thermiques qu'ils sont instables (
Fig. 34
).
Au contraire, si le gradient thermique vertical réel est plus petit, en valeur abso-
lue, que le gradient thermique adiabatique, une masse d'air ascendante restera
toujours plus froide, et donc plus dense, que son entourage, ce qui aura tendance à
contrarier sa montée, et non à la favoriser. On dit que ce gradient thermique est
stable (
Fig. 35
).
Cette stabilité est particulièrement marquée dans le cas d'une inversion de tempé-
rature, ou le gradient thermique est inverse. L'air étant plus chaud vers le haut que
vers le bas, les masses d'air basses ne peuvent s'élever et sont, en quelque sorte,
prisonnières de cette inversion.
À partir de ces deux cas typiques, bien des modalités peuvent être rencontrées car
le gradient réel peut varier selon les altitudes : une masse d'air ascendante peut ainsi
être stable à certains niveaux et instable à d'autres.
