Le gradient de température désigne généralement la quantité de variation de température de l'atmosphère avec l'altitude. Il s'exprime généralement en °C/100m (variation de température en degrés Celsius par 100 mètres de gain d'altitude). On le détermine à l'aide de sondages de températures effectué par un ballon-sonde que l'on représente sur un émagramme. Entre 0 et 10000 m (troposphère) le gradient moyen est d'environ 0.6°C / 100 m (la température baisse de 60°C entre 0 et 10000 m). Cependant la variation de température est irrégulière et localement on observe rarement ce gradient. La troposphère se divise plutot en couches horizontales ayant chacune son propre gradient de température. Dans la plupart de ces couches le gradient de températures est négatif, c'est à dire que la température diminue avec l'altitude, mais dans certaines couches il peut aussi être nul ou positif (température constante ou augmentant avec l'altitude). On parle alors de couches d'inversions (de température).
On utilise aussi le terme gradient de température lorsqu'on parle de la baisse de température d'une particule d'air ascendante en raison de la diminution de pression avec l'altitude. Il s'agit dans ce cas d'un phénomène thermodynamique reproductible en laboratoire. On distingue en particulier le gradient adiabatique sec (1°C/100m) et le gradient adiabatique humide (ou saturé) (0.5 à 0.8°C/100m) qui permettent d'expliquer l'effet de foehn.
La comparaison des valeurs respectives de ces deux gradients de température (celui de l'atmosphère et celui d'une particule d'air ascendante) permettent de déterminer si la masse d'air est stable ou instable.
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