Physique des nuages

Refroidissement de l’air à son point de rosémodifier

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Évolution du nuage en moins d’une minute.

Tempête de pluie de fin d’été au Danemark. La couleur presque noire de la base indique le nuage principal au premier plan probablement des cumulonimbus.

Refroidissement adiabatique : paquets ascendants d’air moite

Lorsque l’eau s’évapore d’une zone de la surface de la Terre, l’air au-dessus de cette zone devient humide. L’air humide est plus léger que l’air sec environnant, créant une situation instable. Lorsque suffisamment d’air humide s’est accumulé, tout l’air humide monte en un seul paquet, sans se mélanger à l’air environnant. Au fur et à mesure que de l’air humide se forme le long de la surface, le processus se répète, entraînant une série de paquets discrets d’air humide s’élevant pour former des nuages.

Ce processus se produit lorsqu’un ou plusieurs des trois agents de levage possibles – cyclonique / frontal, convectif ou orographique — font monter et refroidir l’air contenant de la vapeur d’eau invisible jusqu’à son point de rosée, la température à laquelle l’air devient saturé. Le mécanisme principal de ce processus est le refroidissement adiabatique. La pression atmosphérique diminue avec l’altitude, de sorte que l’air qui monte se dilate dans un processus qui dépense de l’énergie et provoque le refroidissement de l’air, ce qui fait condenser la vapeur d’eau en nuage. La vapeur d’eau dans l’air saturé est normalement attirée par les noyaux de condensation tels que la poussière et les particules de sel qui sont suffisamment petites pour être maintenues en l’air par une circulation normale de l’air. Les gouttelettes d’eau dans un nuage ont un rayon normal d’environ 0,002 mm (0,00008 po). Les gouttelettes peuvent entrer en collision pour former des gouttelettes plus grosses, qui restent en altitude tant que la vitesse de l’air montant dans le nuage est égale ou supérieure à la vitesse terminale des gouttelettes.

Pour un nuage non convectif, l’altitude à laquelle la condensation commence à se produire s’appelle le niveau de condensation levé (LCL), qui détermine grossièrement la hauteur de la base du nuage. Les nuages convectifs libres se forment généralement à l’altitude du niveau de condensation convective (CCL). La vapeur d’eau dans l’air saturé est normalement attirée par des noyaux de condensation tels que des particules de sel suffisamment petites pour être maintenues en l’air par une circulation normale de l’air. Si le processus de condensation se produit en dessous du niveau de congélation dans la troposphère, les noyaux aident à transformer la vapeur en très petites gouttelettes d’eau. Les nuages qui se forment juste au-dessus du niveau de congélation sont principalement composés de gouttelettes de liquide surfusion, tandis que ceux qui se condensent à des altitudes plus élevées où l’air est beaucoup plus froid prennent généralement la forme de cristaux de glace. L’absence de particules de condensation suffisantes au niveau de condensation et au-dessus du niveau de condensation entraîne une sursaturation de l’air montant et la formation de nuages a tendance à être inhibée.

Levée frontale et cycloniquedit

La levée frontale et cyclonique se produit dans leurs manifestations les plus pures lorsque de l’air stable, qui a été soumis à peu ou pas de chauffage de surface, est forcé en altitude sur les fronts météorologiques et autour des centres de basse pression. Les fronts chauds associés aux cyclones extratropicaux ont tendance à générer principalement des nuages cirriformes et stratiformes sur une large zone, à moins que la masse d’air chaude qui approche ne soit instable, auquel cas des cumulus congestus ou des cumulonimbus seront généralement intégrés dans la couche nuageuse principale précipitante. Les fronts froids se déplacent généralement plus rapidement et génèrent une ligne de nuages plus étroite qui sont principalement stratocumuliformes, cumuliformes ou cumulonimbiformes en fonction de la stabilité de la masse d’air chaud juste devant le front.

Levage convectif

Un autre agent est le mouvement ascendant convectif flottant causé par un chauffage solaire diurne important au niveau de la surface ou par une humidité absolue relativement élevée. Le rayonnement à ondes courtes entrant généré par le soleil est réémis sous forme de rayonnement à ondes longues lorsqu’il atteint la surface de la Terre. Ce processus réchauffe l’air le plus proche du sol et augmente l’instabilité de la masse d’air en créant un gradient de température plus raide de chaud ou chaud au niveau de la surface à froid en altitude. Cela le fait monter et refroidir jusqu’à ce que l’équilibre de température soit atteint avec l’air ambiant en altitude. Une instabilité modérée permet la formation de nuages cumuliformes de taille modérée qui peuvent produire de légères averses si la masse aérienne est suffisamment humide. Les courants ascendants de convection typiques peuvent permettre aux gouttelettes de croître jusqu’à un rayon d’environ 0,015 millimètre (0,0006 po) avant de précipiter sous forme d’averses. Le diamètre équivalent de ces gouttelettes est d’environ 0,03 millimètre (0,001 po).

Si l’air près de la surface devient extrêmement chaud et instable, son mouvement ascendant peut devenir assez explosif, ce qui entraîne d’imposants nuages cumulonimbiformes pouvant causer des intempéries. En tant que minuscules particules d’eau qui composent le nuage se regroupent pour former des gouttelettes de pluie, elles sont entraînées vers la terre par la force de gravité. Les gouttelettes s’évaporent normalement en dessous du niveau de condensation, mais de forts courants ascendants amortissent les gouttelettes qui tombent et peuvent les maintenir en altitude beaucoup plus longtemps qu’elles ne le feraient autrement. Les courants ascendants violents peuvent atteindre des vitesses allant jusqu’à 290 km/h (180 miles par heure). Plus les gouttelettes de pluie restent longtemps en altitude, plus elles ont de temps pour se transformer en gouttelettes plus grosses qui finissent par tomber sous forme de fortes averses.

Les gouttelettes de pluie qui sont transportées bien au-dessus du niveau de congélation deviennent d’abord surfusion puis gèlent en petite grêle. Un noyau de glace gelé peut prendre 0,5 pouce (1,3 cm) de taille en voyageant à travers l’un de ces courants ascendants et peut traverser plusieurs courants ascendants et courants descendants avant de devenir finalement si lourd qu’il tombe au sol sous forme de grosse grêle. Couper un grêlon en deux montre des couches de glace ressemblant à des oignons, indiquant des moments distincts où il a traversé une couche d’eau super-refroidie. Des grêlons ont été trouvés avec des diamètres allant jusqu’à 7 pouces (18 cm).

La portance convective peut se produire dans une masse d’air instable bien éloignée de tous les fronts. Cependant, de l’air instable très chaud peut également être présent autour des fronts et des centres de basse pression, produisant souvent des nuages cumuliformes et cumulonimbiformes en concentrations plus lourdes et plus actives en raison des agents de levage frontaux et convectifs combinés. Comme pour la portance convective non frontale, l’instabilité croissante favorise la croissance verticale des nuages vers le haut et augmente le potentiel de temps violent. Dans des occasions relativement rares, la portance convective peut être suffisamment puissante pour pénétrer dans la tropopause et pousser le sommet du nuage dans la stratosphère.

Soulèvement orographique

Une troisième source de soulèvement est la circulation du vent forçant l’air au-dessus d’une barrière physique telle qu’une montagne (soulèvement orographique). Si l’air est généralement stable, rien de plus que des nuages de calotte lenticulaire ne se formeront. Cependant, si l’air devient suffisamment humide et instable, des averses orographiques ou des orages peuvent apparaître.

Le crépuscule venteux du soir, renforcé par l’angle du soleil, peut imiter visuellement une tornade résultant de la portance orographique

Refroidissement non adiabatiquemodifier

Outre le refroidissement adiabatique qui nécessite un agent de levage, il existe trois autres mécanismes principaux pour abaisser la température de l’air jusqu’à son point de rosée, qui se produisent tous près du niveau de la surface et ne nécessitent aucun soulèvement de l’air. Le refroidissement conducteur, radiationnel et évaporatif peut provoquer de la condensation au niveau de la surface, ce qui entraîne la formation de brouillard. Le refroidissement conducteur a lieu lorsque de l’air provenant d’une zone de source relativement douce entre en contact avec une surface plus froide, comme lorsque de l’air marin doux se déplace sur une zone terrestre plus froide. Le refroidissement radiationnel se produit en raison de l’émission de rayonnement infrarouge, soit par l’air, soit par la surface en dessous. Ce type de refroidissement est courant pendant la nuit lorsque le ciel est clair. Le refroidissement par évaporation se produit lorsque de l’humidité est ajoutée à l’air par évaporation, ce qui force la température de l’air à se refroidir jusqu’à sa température de bulbe humide, ou parfois jusqu’au point de saturation.

Ajouter de l’humidité à l’airdit

Il existe cinq façons principales d’ajouter de la vapeur d’eau à l’air. Une teneur accrue en vapeur peut résulter de la convergence du vent au-dessus de l’eau ou du sol humide dans des zones de mouvement ascendant. La précipitation ou la virga tombant d’en haut améliore également la teneur en humidité. Le chauffage diurne provoque l’évaporation de l’eau de la surface des océans, des plans d’eau ou des terres humides. La transpiration des plantes est une autre source typique de vapeur d’eau. Enfin, l’air frais ou sec se déplaçant sur de l’eau plus chaude deviendra plus humide. Comme pour le chauffage de jour, l’ajout d’humidité à l’air augmente sa teneur en chaleur et son instabilité et aide à mettre en mouvement les processus qui conduisent à la formation de nuages ou de brouillard.

Sursaturation

La quantité d’eau pouvant exister sous forme de vapeur dans un volume donné augmente avec la température. Lorsque la quantité de vapeur d’eau est en équilibre au-dessus d’une surface plane d’eau, le niveau de pression de vapeur est appelé saturation et l’humidité relative est de 100%. À cet équilibre, il y a un nombre égal de molécules qui s’évaporent de l’eau au fur et à mesure qu’elles se condensent dans l’eau. Si l’humidité relative devient supérieure à 100%, on parle de sursaturation. La sursaturation se produit en l’absence de noyaux de condensation.

Comme la pression de vapeur saturante est proportionnelle à la température, l’air froid a un point de saturation inférieur à celui de l’air chaud. La différence entre ces valeurs est à la base de la formation des nuages. Lorsque l’air saturé se refroidit, il ne peut plus contenir la même quantité de vapeur d’eau. Si les conditions sont bonnes, l’excès d’eau se condensera hors de l’air jusqu’à ce que le point de saturation inférieur soit atteint. Une autre possibilité est que l’eau reste sous forme de vapeur, même si elle est au-delà du point de saturation, ce qui entraîne une sursaturation.

Une sursaturation de plus de 1 à 2% par rapport à l’eau est rarement observée dans l’atmosphère, car les noyaux de condensation des nuages sont généralement présents. Des degrés de sursaturation beaucoup plus élevés sont possibles dans l’air pur et constituent la base de la chambre à nuages.

Il n’existe aucun instrument permettant de mesurer la sursaturation dans les nuages.

Surfusion

Les gouttelettes d’eau restent généralement sous forme d’eau liquide et ne gèlent pas, même bien en dessous de 0 ° C (32 ° F). Les noyaux de glace qui peuvent être présents dans une gouttelette atmosphérique deviennent actifs pour la formation de glace à des températures spécifiques comprises entre 0 ° C (32 ° F) et -38 ° C (-36 ° F), selon la géométrie et la composition du noyau. Sans noyaux de glace, des gouttelettes d’eau surfusion (ainsi que toute eau liquide extrêmement pure) peuvent exister jusqu’à environ -38 ° C (-36 ° F), point auquel une congélation spontanée se produit.

Collision-Coalescencedit

Une théorie expliquant comment le comportement de gouttelettes individuelles dans un nuage conduit à la formation de précipitations est le processus de collision-coalescence. Les gouttelettes suspendues dans l’air interagiront les unes avec les autres, soit en entrant en collision et en rebondissant les unes sur les autres, soit en se combinant pour former une gouttelette plus grande. Finalement, les gouttelettes deviennent suffisamment grosses pour tomber sur la terre sous forme de précipitations. Le processus de collision-coalescence ne constitue pas une partie importante de la formation des nuages, car les gouttelettes d’eau ont une tension superficielle relativement élevée. De plus, la survenue d’une collision-coalescence est étroitement liée aux processus d’entraînement-mélange.

Procédé Bergeron

Le principal mécanisme de formation des nuages de glace a été découvert par Tor Bergeron. Le procédé Bergeron note que la pression de vapeur saturante de l’eau, ou la quantité de vapeur d’eau qu’un volume donné peut contenir, dépend de ce avec quoi la vapeur interagit. En effet, la pression de vapeur saturante par rapport à la glace est inférieure à la pression de vapeur saturante par rapport à l’eau. La vapeur d’eau interagissant avec une gouttelette d’eau peut être saturée, à 100% d’humidité relative, lorsqu’elle interagit avec une gouttelette d’eau, mais la même quantité de vapeur d’eau serait sursaturée lorsqu’elle interagit avec une particule de glace. La vapeur d’eau tentera de revenir à l’équilibre, de sorte que la vapeur d’eau supplémentaire se condensera en glace à la surface de la particule. Ces particules de glace se retrouvent sous forme de noyaux de cristaux de glace plus gros. Ce processus ne se produit qu’à des températures comprises entre 0 ° C (32 ° F) et -40 ° C (-40 ° F). En dessous de -40 °C (-40 °F), l’eau liquide se nucléera spontanément et gèlera. La tension superficielle de l’eau permet à la gouttelette de rester liquide bien en dessous de son point de congélation normal. Lorsque cela se produit, il s’agit maintenant d’eau liquide surfondue. Le procédé Bergeron repose sur l’interaction de l’eau liquide super refroidie (SLW) avec les noyaux de glace pour former des particules plus grosses. S’il y a peu de noyaux de glace par rapport à la quantité de SLW, les gouttelettes ne pourront pas se former. Un processus par lequel les scientifiques ensemencent un nuage avec des noyaux de glace artificiels pour encourager les précipitations est connu sous le nom d’ensemencement de nuages. Cela peut aider à provoquer des précipitations dans des nuages qui sinon ne pourraient pas pleuvoir. L’ensemencement des nuages ajoute un excès de noyaux de glace artificielle, ce qui modifie l’équilibre de sorte qu’il y a beaucoup de noyaux par rapport à la quantité d’eau liquide super refroidie. Un nuage ensemencé formera de nombreuses particules, mais chacune sera très petite. Cela peut être fait à titre préventif pour les zones à risque de tempêtes de grêle.