Le gradient thermique adiabatique est, dans l'atmosphère terrestre, la variation de température de l'air avec l'altitude (autrement dit le gradient de la température de l'air), qui ne dépend que de la pression atmosphérique, c'est-à-dire :
Ce concept a une grande importance en météorologie, ainsi qu'en navigation aérienne et maritime.
La variation de pression de l'atmosphère est très complexe. Toutefois, pour comprendre un certain nombre de mécanismes météorologiques, on peut s'en tenir à un modèle très simple qui ne dépend que de l'altitude. Dans la troposphère, on peut considérer l'air comme un gaz parfait : la pression est relativement faible (de l'ordre de 105 pascals) et les molécules n'ont pas d'interaction autre que des chocs entre elles. Ainsi, si une masse d'air n'échange pas de chaleur avec son environnement (conditions dites adiabatiques), sa température ne dépend que de sa pression : lorsque l'air se comprime, il s'échauffe, et lorsqu'il se détend, il refroidit.
Dans une atmosphère totalement sèche, on a :
où
Ce résultat s'obtient en posant que l'enthalpie généralisée est constante. Ainsi, si une masse d'air s'élève, elle se refroidit par détente adiabatique (puisque la pression de l'air diminue), et si elle descend, elle se réchauffe par compression adiabatique (puisque la pression de l'air augmente). Cette variation de température avec l'altitude permet de définir le gradient thermique adiabatique.
Dans la troposphère, la température d'une parcelle s'élevant selon le gradient thermique adiabatique est :
avec
Il vaut −9,75 °C par km. (ou g/cp où g = 9,806 65 m/s2 est l'accélération de la pesanteur et ). On utilise souvent la valeur approchée de −10 °C par km, soit −1 °C pour 100 m, ou 3 °C pour mille pieds. La démonstration de la formule ci-dessus est effectuée dans la boîte déroulante de l'article décrivant la Variation de la pression atmosphérique avec l'altitude.
Ce gradient est dit gradient adiabatique sec (car l'humidité ne joue aucun rôle). C'est celui-ci qu'on peut voir sur le diagramme thermodynamique qu'on appelle émagramme ci-joint (lignes pleines nommées Adiabatique sèche) où on voit que la pente est toujours la même quelle que soit la température (les courbes sont parallèles).
En soi, la présence de vapeur d'eau n'a pas d'influence sur le gradient adiabatique. Toutefois, en dessous d'une certaine température, la vapeur d'eau se condense. Cette température dépend de deux choses :
En effet, hors présence de poussière, on a de la sur-vaporisation : l'eau reste sous forme de vapeur car les gouttelettes qui se forment ne sont pas stables (voir aussi l'article Surfusion).
Si la vapeur d'eau se condense, alors cette liquéfaction libère de la chaleur ( chaleur latente de vaporisation) : le Soleil a chauffé l'eau de l'océan et du sol, et cette chaleur a été emmagasinée dans l'évaporation ; le changement d'état inverse redonne cette chaleur. Ainsi, si la vapeur d'eau se condense, la masse d'air se réchauffe.
De fait, la condensation réchauffant l'air, la valeur absolue du gradient est plus faible. Ce taux dépend du relâchement de chaleur latente qui lui dépend légèrement de la pression mais plus fortement de la température ambiante. Le taux adiabatique humide n'est donc pas une constante et varie selon les courbes « adiabatique humide » que l'on voit sur l'image de l'émagramme. Ces courbes changent de pente avec la température et la pression, se rapprochant de l'adiabatique sèche à mesure que l'humidité de l'air est faible (température très froide et/ou faible pression).
Par exemple, le taux moyen est souvent mentionné comme −6 °C/km mais en fait varie ainsi :
La courbe sur tout diagramme thermodynamique qui représente ce gradient pour une parcelle d'air à une température et pression de départ est celle de sa température potentielle constante du thermomètre mouillé. Elle porte différents noms : « gradient adiabatique saturé », « pseudo-adiabatique saturé » (pseudo car on élimine l'eau à mesure qu'elle se condense), « adiabatique de saturation » ou « adiabatique humide » .
Supposons un vent sec parallèle au sol qui rencontre un obstacle du relief (colline, montagne). L'air suit le relief et s'élève, il subit donc une détente qui le refroidit. Puis, lorsque l'air redescend sur l'autre versant, il se réchauffe. Si l'opération a été suffisamment rapide, l'air n'a pas échangé de chaleur avec l'obstacle ni avec l'air d'altitude, il se retrouve donc à la même température de l'autre côté.
Maintenant, si l'humidité de l'air est assez importante, l'eau va se condenser en montant. Deux scénarios peuvent se produire :
Considérons une masse d'air située au niveau du sol. Pour imaginer cette masse, on peut par exemple considérer un ballon peu gonflé : la pression à l'intérieur du ballon est tout le temps égale à la pression extérieure (la paroi est détendue et n'exerce pas de pression), et la chaleur peut traverser aisément sa paroi. On peut déplacer cette parcelle d'air dans la verticale et sa température changera selon la détente ou compression adiabatique. Voici trois scénarios possibles pour son déplacement ultérieur.
Si le gradient thermique que suit la parcelle est plus grand que le gradient adiabatique, on est en « atmosphère instable ». Si cette masse d'air s'élève en altitude, par exemple sous l'effet du vent, elle rencontre de l'air qui est plus froid qu'elle-même. Donc cette masse d'air est plus chaude que l'air ambiant et donc moins dense. Elle continuera ainsi de monter grâce à la poussée d'Archimède. Inversement, dans les mêmes conditions, si on prend une masse d'air en altitude et qu'on la fait descendre, elle se réchauffe par compression adiabatique, mais moins vite que l'air ambiant qu'elle traverse : elle sera plus froide que l'air des couches inférieures, donc plus dense et elle va continuer à descendre. Les couches instables d'air en mouvement vertical (montée ou descente) voient donc leur mouvement amplifié.
On dit que l'atmosphère est absolument instable lorsque (on parle aussi de gradient thermique superadiabatique). En général, l'atmosphère n'est absolument instable que près du sol surchauffé lors d'une insolation intense. Cette couche est peu épaisse et au-dessus de celle-ci le gradient thermique est celui de l'adiabatique sèche à la suite d'un phénomène de mélange. L'atmosphère peut aussi être rendue absolument instable en présence d'un vent descendant le long d'une pente chauffée par le soleil (en général par vent du nord sur un versant exposé au midi). En effet, en plus du réchauffement mécanique de la parcelle d'air dû à la compression, l'air va absorber un supplément de chaleur en léchant la pente.
On en conclut donc que le concept d'atmosphère absolument instable loin du sol est en général une vue de l'esprit. Cependant, à l'intérieur d'un nuage convectif, la température d'une parcelle d'air peut devenir supérieure à la température de l'air environnant (définie par l'indice de soulèvement) sans que le gradient de température soit superadiabatique.
Si le gradient thermique de la parcelle est plus petit que le gradient adiabatique, on est en « atmosphère dynamiquement stable » ou en « stabilité hydrostatique ». Dans ce cas, l'air en altitude est plus chaud que l'air montant, donc la masse d'air montante est plus froide que l'air ambiant. La montée s'arrête, car la poussée d'Archimède est plus faible que le poids, et la masse d'air retourne vers son point de départ. Inversement, si la masse d'air descend, elle devient plus chaude que l'air ambiant, la descente s'arrête et la parcelle d'air retourne à son point de départ. Les couches stables d'air ont donc tendance à rester à leur altitude. Il a deux types d'air stable selon le gradient de température vertical de température de la colonne d'air dans l'atmosphère :
Ainsi, une couche où le gradient thermique est nul ou négatif, appelées respectivement couche isotherme et couche d'inversion, favorise une stabilité générale de l'air, limitant les développements verticaux de grande ampleur. Elles forment donc un couvercle où les nuages convectifs ne peuvent se former ou ne peuvent dépasser s'ils se forment à une altitude inférieure.
Une particule qui subit un déplacement vertical et qui ne devient ni plus chaude, ni plus froide que le milieu ambiant, est dite dans une « atmosphère neutre ». Elle demeurera au nouveau niveau car aucune force ne s'exerce sur elle pour continuer à la déplacer ou à revenir à son point de départ.
Nous avons parlé jusqu'à présent du gradient adiabatique de la couche sans préciser s'il s'agit d'un gradient adiabatique sec ou humide. Comme une parcelle d'air soulevée ne peut changer de température que selon ces deux courbes:
Pour repérer l'instabilité de la masse d'air, on peut pointer la courbe de températures sur un diagramme thermodynamique comme le téphigramme. Sur ces derniers, les taux adiabatiques secs et humides sont tracés et on peut donc facilement les comparer à la courbe.
Lorsque le déplacement vertical de l'air est relativement important, une particule peut devenir instable même si au départ elle était stable par rapport à son environnement. Dans l'atmosphère, une forte poussée peut occasionner un déplacement et amener la parcelle jusqu'au niveau de condensation par ascendance où la vapeur d'eau contenu qu'elle contient se mettra à former du nuage. Entrainée plus haut le long de l'adiabatique mouillé, elle peut à partir d'un certain niveau être plus chaude que le milieu ambiant et donc instable. On appelle le niveau où la température de la particule devient tout juste plus élevée que celle de l'environnement; le niveau de convection libre.
On dit qu'une couche où des particules peuvent devenir instables sous l'influence d'un déplacement forcé se caractérise par de l'instabilité latente (IL). Le terme "latent" indique que l'instabilité est cachée mais qu'elle est néanmoins présente sans que cela paraisse de l'extérieur.
Voici quelles sont les deux conditions permettant de libérer l'instabilité latente :
Il est possible de déterminer quelles sont les couches d'instabilité latente et d'identifier le type d'instabilité latente de façon graphique sur le diagramme thermodynamique.
Au lieu de considérer juste une parcelle soulevée, on peut regarder ce qui se passe quand toute une couche d'atmosphère est déplacée. L'instabilité engendrée par le soulèvement généralisé d'une couche ou de toute une masse d'air fait référence à l'instabilité potentielle (IP) de la couche. Ce phénomène d'ascendance à grande échelle peut être considéré comme une perturbation significative de l'état de base. Ce soulèvement peut provenir de phénomènes à l'échelle synoptique engendrés par des dépressions, des fronts ou des creux barométriques.
On s'intéressera donc à la stabilité d'une couche qui subit un fort déplacement vertical. Le haut de cette couche se trouve à une température et une pression différente de la base. Le contenu en vapeur d'eau peut varier également dans l'épaisseur de la couche. Deux cas sont possibles :
L'atmosphère peut varier de stabilité avec l'altitude. Ainsi on peut retrouver une alternance de couches stables et instables qui donneront des types différents de nuages et des conditions de visibilité et de vent différentes.
Ceci peut se produit à n'importe quel niveau de la troposphère si on réchauffe la base de la couche et/ou refroidit l'air au sommet.
Ceci se produit lorsqu'un phénomène refroidit la base de la couche et/ou réchauffe l'air à son sommet.