Glossaire

instabilité convective

En dehors de couches d'air attenantes ici ou là à la surface terrestre (et de phénomènes particuliers, comme la couche d'inversion située au-dessus des alizés), les zones d'inversion de la température sont, jusqu'à la tropopause, rares, dispersées et fugaces : aussi peut-on présumer qu'à la verticale d'un lieu donné, le profil de la température dans la basse atmosphère sera pour l'essentiel assez semblable à celui d'un décroissance régulière avec l'altitude, dont la pente, ou gradient thermique vertical, reste de l'ordre de - 0,65 °C tous les 100 m. Cette estimation d'ensemble n'empêche pas que la valeur de ce gradient puisse varier sensiblement avec la verticale envisagée, l'altitude sur cette verticale et l'instant où s'y trouve dessiné le profil thermique vertical de la troposphère. Pareilles variations sont favorisées par la proximité de la surface terrestre — mer ou terre ferme — , qui réchauffe l'air à son contact immédiat, tandis que l'atmosphère est relativement peu chauffée directement par les rayons solaires qui la traversent : alors, les basses couches atmosphériques deviennent suffisamment chaudes, par rapport aux couches moyennes ou supérieures, pour s'élever en subissant un phénomène d'instabilité convective, c'est-à-dire une ascendance suscitée par une décroissance thermique verticale si rapide que l'équilibre de l'ensemble des couches ne peut être conservé.

Ce phénomène, très fréquent aux échelles moyennes et aux petites échelles , est lié aux conditions d'équilibre d'une parcelle d'air (P) dont le centre de masse M est situé au sein d'une couche atmosphérique (C). La composante verticale de la force de pression, que l'on appelle la poussée d'Archimède (du nom du savant grec Archimède [vers 287 - vers 212 avant Jésus-Christ]) ou encore la poussée hydrostatique , tend à soulever la parcelle (P) vers le haut avec une intensité égale au poids de l'air déplacé par (P), tandis que le poids propre de la parcelle, vertical lui aussi, tend au contraire à attirer celle-ci vers le bas ; appliquées toutes deux en M, les forces précédentes s'opposent, et leur résultante, nommée la flottabilité de la parcelle, est une force verticale dont le sens décide de la stabilité ou de l'instabilité de (P) par rapport à la couche environnante : si, quand on soulève (P) sous la pression p , la flottabilité est dirigée vers le bas, il y a stabilité — la parcelle ayant tendance à revenir à sa position antérieure — , mais si elle est dirigée vers le haut, il se produit une instabilité convective, car la parcelle poursuit son mouvement vers le haut en s'éloignant de sa position antérieure (des conclusions symétriques s'appliqueraient à une parcelle en mouvement subsident).

Supposons que le centre M de la parcelle (P) ait été soulevé verticalement du point M B , situé à la base de la couche (C) sous la pression p B , au point M H , situé au sommet de cette couche sous la pression p H , de telle façon que la température potentielle θ de (P) et sa température pseudoadiabatique potentielle du thermomètre mouillé θ' w croissent ou décroissent toujours dans le même sens — indépendamment l'une de l'autre — de M B à M H ; si la température de la parcelle prend la même valeur T B que la couche environnante à la base de (C), sa température T H au sommet de (C) n'en différera pas moins de la température T X de la couche environnante, et l'on démontre que l'apparition de l'instabilité convective, qui signifie en quelque sorte que la parcelle est plus "légère" que le milieu qui l'environne, est liée à la condition T H > T X . Or, sur un émagramme, la valeur de T H est donnée par l'abscisse du point d'intersection de la droite p = p H avec l'isoligne adiabatique sèche associée à θ (si la couche (C) n'est pas saturée) ou avec l'isoligne pseudoadiabatique associée à θ' w (si cette couche est saturée) : ainsi, l'inclinaison que prend à partir de M B la courbe d'état de la couche par rapport à ces isolignes permet de mettre directement en évidence la nature stable ou instable de cette couche.