Introduction à la thermodynamique

A - Préambule

La thermodynamique a trait aux processus de transfert d'énergie qui se fait dans toutes les relations calorifiques et mécaniques auxquelles sont soumises les masses gazeuses.

La chaleur est une forme d'énergie qu'on mesure par la température. Plus celle-ci est élevée, plus il y a d'énergie. Or, cette énergie est toujours diffusée vers des corps de température plus basse.

Dans le cas de l'atmosphère, réchauffement et refroidissement se font très simplement. Le Soleil réchauffe la Terre, qui en diffuse à son tour la chaleur à l'atmosphère. Quand la Terre refroidit, l'atmosphère en subit immédiatement l'influence. Ces transferts thermodynamiques revêtent plusieurs formes.



B - Rayonnement

Un corps chaud transmet son énergie par rayonnement, comme le fait le Soleil, sans qu'il y ait besoin d'atmosphère. Pour que cette énergie soit ainsi transmise, il faut cependant que le corps exposé au rayonnement puisse l'absorber. De son taux d'absorption dépend l'importance de l'énergie ainsi stockée.

Dans l'atmosphère, bien qu'une partie soit absorbée par la couche d'ozone et par la troposphère, le rayonnement solaire demeure assez intense pour réchauffer considérablement la surface de la Terre, dépendant de la nébulosité et de la nature même de cette surface : eau, sable, végétation, neige ou glace.

Ainsi réchauffée, la Terre agit comme calorifère en rediffusant sa chaleur à l'air sous forme de rayonnement infrarouge. Ce sont les couches les plus denses de l'atmosphère, donc les plus basses, qui absorbent la plus grande partie de ce rayonnement.

La nuit, la Terre continue à diffuser la chaleur reçue pendant le jour, mais, au fur et à mesure du refroidissement de sa surface, son rayonnement se traduit graduellement par une perte de chaleur.

Dans le processus de réchauffement par rayonnement, les nuages ont pour leur part une influence importante, parce qu'ils empêchent une partie du rayonnement solaire d'atteindre la Terre.

La nuit, les nuages réfléchissent vers la terre une partie du rayonnement terrestre à ondes longues, ce qui contribue à retarder le refroidissement de la basse atmosphère puisque cette énergie reste emprisonnée entre le sol et les nuages.

C -  Conduction

La conduction thermique est un phénomène qui tend à répartir la chaleur dans un corps. La chaleur des parties chaudes d'un objet se répandra graduellement vers les parties froides du même objet.

Par exemple, la conduction thermique dans une tige de métal dont un côté est placé dans un feu fera en sorte que l'extrémité hors du feu se réchauffera à mesure que la chaleur se déplacera graduellement le long du métal. Comme l'air est un mauvais conducteur thermique, l'effet de conduction y est presque inexistant, sauf à proximité du sol, où le phénomène s'accentue dès que l'atmosphère y est agitée.


D - Convection et turbulence mécanique

Lorsque l'air est chauffé par le dessous et commence à s'élever dans un air environnant plus froid, il y a convection. Certains types d'appareil de chauffage domestique, tels les plinthes chauffantes par exemple, fonctionnent sur ce principe.

La chaleur transmise ainsi aux plus basses couches inférieures de l'atmosphère est transportée en altitude par convection et par turbulence mécanique, c'est-à-dire le brassage par le vent, dans la partie la plus près du sol.

Mouvement vertical de l'air, la convection est un phénomène à petite échelle qui se produit entre la surface et l'atmosphère, ou entre couches atmosphériques superposées. Elle se déclenche lorsque la surface est réchauffée de façon inégale, et que l'indice de décroissance de la température en l'altitude atteint un seuil critique. Il y a aussi convection lorsque l'air soulevé le long d'une pente, par exemple, continue lui-même son ascension, et qu'il est remplacé au sol par l'air plus froid situé en périphérie. Le mouvement ainsi amorcé par l'air crée systématiquement une turbulence mécanique qui résulte du frottement de l'air sur le sol. Plus le sol est accidenté, plus il y a de cette turbulence créée par des mouvements tourbillonnaires. Cette turbulence participe activement au réchauffement des basses couches de la troposphère, parce qu'elle aspire littéralement la chaleur du sol. Son intensité est directement proportionnelle à l'intensité de la convection.



E - Advection

Les effets du rayonnement varient considérablement selon la nature de la surface, mais aussi selon la latitude et les saisons. Il est donc nécessaire de mettre constamment à jour le profil des températures en altitude.

Pour ce faire, on produit des cartes de surface et d'altitude sur lesquelles on trace des lignes qui délimitent tous les 4 ou 5 ºC, les champs de même température. Ces lignes sont appelées isothermes.

C'est ainsi qu'est établi ce gradient thermique qui détermine la différence de température par unité de distance : ºC/km. Le gradient est généralement représenté par une flèche pointant vers les isothermes les plus chaudes.

L'expression advection signifie qu'il y a déplacement horizontal d'une masse d'air vers une région plus froide ou plus chaude. Elle annonce donc un réchauffement ou un refroidissement. Plus le gradient thermique est élevé avec un vent fort atteignant sa vitesse maximale lorsqu'il souffle parallèlement à ce gradient, plus l'advection sera marqué.


F - Chaleur latente

Dans l'atmosphère, l'eau est simultanément et successivement présente sous ses trois états, mais elle ne passer d'une phase à l'autre - solide, liquide ou gazeuse - sans qu'il y ait transfert d'énergie.

Pour se transformer de liquide à vapeur, et de glace à liquide, l'eau doit absorber une certaine quantité d'énergie, et en perdre tout autant pour retrouver un état qui exige moins d'énergie. L'énergie requise pour les changements de phase supérieure est appelée chaleur latente ou chaleur de transition de phase. Cette chaleur n'est rien d'autre que celle que recèle déjà la phase qui provoquera une transformation d'état.

Tout le concept de la chaleur latente est compris dans ce processus : le soleil réchauffe la surface de la mer; l'eau de surface s'évapore ; cette vapeur, qui emmagasine sa propre chaleur, se condense en atteignant des régions plus froides de l'atmosphère, les réchauffant du même coup en libérant de la chaleur latente.



G - Changements adiabatiques

Un autre aspect fort important de l'énergie calorifique a trait à l'effet de la pression sur l'air. Lorsqu'un gaz se comprime ou se détend pour une raison quelconque, il se réchauffe ou se refroidit. Dans le cas du gonflement d'un pneu, la valve et le pneu deviennent chauds sous l'interaction de la forte pression et de l'importance de la friction à laquelle l'air est soumis. Par contre, une bonbonne de gaz se refroidit à mesure qu'elle se vide, parce que le gaz qu'elle contient se détend.

Dans l'atmosphère, c'est à toutes fins utiles de la même façon que l'air subit constamment des changements de température dûs aux phénomènes de compression ou d'expansion. Le plus courant de ces phénomènes est lié aux mouvements ascendants ou descendants. Comme la force de la pression atmosphérique atteint son maximum au niveau de la mer, l'air qui monte se détend et se refroidit, alors que l'air qui descend est comprimé et se réchauffe. Chaque fois que l'air se réchauffe ou se refroidit sous le seul effet d'un changement de pression, il y a changement adiabatique.

S'il va de soi que l'air réchauffé par la surface monte tout naturellement et que l'air froid descende et le remplace, il arrive cependant que de l'air froid déjà en altitude soit comprimé par une subsidence causée par un anticyclone, et qu'il se réchauffe en descendant vers la surface.

Les vents chauds et secs qui arrivent des montagnes, dont le chinook qui descend des Rocheuses vers l'Alberta, illustrent notamment ce phénomène.

Dans des conditions adiabatiques, l'air sec se réchauffe ou se refroidit à un taux d'environ 1 ºC par 100 m, ou 3 ºC par 1000 pieds. S'il est saturé son taux de refroidissement est fonction de la température au sol. À 15 ºC, il est d'environ 0,5 ºC par 100 m, 1,5 ºC par 1000 pieds. Plus l'air est froid, plus ce taux augmente.



H - Répartition verticale de la température

Plus on monte dans l'atmosphère, plus la température décroît. Cette décroissance est appelée gradient thermique vertical. Dans l'atmosphère type de l'OACI, conçue suivant le processus adiabatique, le gradient thermique vertical a été établi à 6,5 ºC par 1000 m : 1,98 ºC par 1000 pieds

La réalité est fort différente. Il y a souvent des écarts considérables entre ce que l'on mesure et cette atmosphère-type ; de même pour les advections thermiques à l'horizontale, à diverses altitudes. Il arrive par ailleurs qu'une couche isotherme, à gradient thermique nul, s'étale sur quelques centaines de mètres.

Dans d'autres cas, au lieu de baisser, la température augmente avec l'altitude. Il s'agit alors d'une inversion causée par un gradient thermique vertical négatif. 

Parfois, l'inversion est produite par de l'énergie qui, emmagasinée durant le jour près de la surface, gagne de l'altitude au cours d'une nuit sans nuages; ce qui abaisse la température au sol.


Les inversions sont plus fréquentes l'hiver que l'été. Dans l'Arctique, en plein hiver, elles peuvent s'étendre jusqu'à 3 km d'altitude : 10 000 pieds.


I - Échelles utilisées pour exprimer la température
À quelques exceptions près, c'est l'échelle Celsius qu'on utilise au Canada pour exprimer les températures, tant en surface qu'en altitude. Sur un thermomètre Celsius, le point de congélation de l'eau est à 0, et le point d'ébullition, à 100.

En sciences, l'échelle Kelvin est plus commode. Elle est divisée exactement de la même manière que l'échelle Celsius, mais le zéro indique la température la plus basse qu'on puisse théoriquement obtenir. Ce zéro absolu est tel que le point de congélation est alors situé à 273,15, et le point d'ébullition, à 373,15.

Dans certains pays, les équipages doivent convertir les températures en utilisant les formules que voici :

• degrés Fahrenheit en degrés Celsius : (ºF - 32) / 180 = ºC / 100
• degrés Celsius en degrés absolus : ºC + 273.15 = ºK
• degrés Fahrenheit en degrés absolus : (ºF - 32) / 180 = (ºK - 273.15) / 100