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APPROXIMATIONSGEOHYDRODYNAMIQUES
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7/21/2019 Ch : 03
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E.H.T.P.CHAPITRE 3 : APPROXIMATIONS GEOHYDRODYNAMIQUES
3-1
CHAPITRE 3
APPROXIMATIONSGEOHYDRODYNAMIQUES
1) L’état de référence :Il est intéressant de définir un état de référence (HYPOTHETIQUE) quiprésente les caractéristiques essentielles de la plupart des situationsgéohydrodynamiques et auquel les situations réelles peuvent être référéescomme des (‘’petites’’) perturbations.L’état de référence, indiqué par l’indice ‘’0’’, a les propriétés suivantes :
(((( ))))ΙΙΙΙ ♦ Homogène horizontalement et stationnarité (permanent).
(((( ))))ΙΙΙΙΙΙΙΙ ♦ Composition constante :
)23(0
)13(0dx
dc
i
3
i0
−=φ•
−=•
rr
(((( ))))ΙΙΙΙΙΙΙΙΙΙΙΙ ♦ Equilibre hydrostatique :
)43(gdx
dp
)33(0v
0 _
3
0
0
-
-
ρ=•
=• r
(((( ))))VΙΙΙΙ ♦ Entropie constante et en équilibre radiatif :
)63(0r
)53(0dx
d
3
0
−=•
−=η
•
En vertu des équations (2-22) et (2-23), l’état de référence est caractérisépar des gradients verticaux de masse volumique et de température :
l’équation d’état est ( )αηρ=ρ c,,p ⇒ (3 - 5) (3 -1)
( αα ηααη
∂
ρ∂+η
η∂
ρ∂+
∂
ρ∂=ρ dc
cddp
pd
,pc,pc,0 )
3xd
1× ⇒
)73(gadx
dp
a
1
dx
dp
pdx
d20
0
3
0
203
0
3
0
c,
−⋅ρ
−==
∂
ρ∂=
ρ∗
α∗
η
3xz = gr
radiatiféquilibre↔
Er
Ωr
Onde plane
électromagnétique
Onde
sphériqueSoleil
Br
Terre
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E.H.T.P.CHAPITRE 3 : APPROXIMATIONS GEOHYDRODYNAMIQUES
3-2
Où a∗ désigne la vitesse du son à entropie constante :te
C
pa2
=η
ρ∂
∂=∗ .
)83(dxdp
CT
dxdT
3
0
p0
00
3
0 −γ −=ρβ=
où
)93(C
gT
p
00 −β
=γ car on a (3 – 4)
Ceci résulte de (2-8) c – à – d ‘’ α
α
∧
α∑−η+
ρ
⋅β= dcnTTddp
TdTCp ’’ et
γ est appelé le ‘’ gradient adiabatique ’’ .Considérant des valeurs typiques des différents paramètres :
( ) ( )
ρ
β
ρ
β
−− −⋅
⋅⋅
−⋅
⋅⋅
3e
2
2
p
3a
2
2
p
m
Kg310~
K4
105,3~
KgKJ
sK0
m310~
m
Kg25,1~
K3
105,3~
KgKJ
sKm3
10~
10
0
10
00 C
eau
C
:air :
moleKJ
031439,8R⋅
= constante des gaz parfaits
Trp
telque05,287molairemasse
Rr
moleKKgJ
0 ⋅=ρ
==⋅⋅
s86164''mêmeellesurterrerotation''TavecT
2≈
π⋅=Ω
1et4,1C
Ceau
v
pair =γ ≅=γ Masse molaire de l'air: g97,28Mair =
On obtient, avec ces données, les ordres de grandeur suivants :
(((( ))))ΙΙΙΙ Dans l’atmosphère :
( )4
20
10Oa
g −≈∗
; 1T00 ≈⋅β ; ( )2
p
10OC
g −≈≈γ
(((( ))))ΙΙΙΙΙΙΙΙ Dans l’océan :
( )5
20
10Oa
g −≈∗
; ( )410O −≈γ
7/21/2019 Ch : 03
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E.H.T.P.CHAPITRE 3 : APPROXIMATIONS GEOHYDRODYNAMIQUES
3-3
On voit que la masse volumique varie peu, dans l’état de référence, et onpeut très souvent la supposer constante.Le gradient adiabatique étant petit dans l’océan, les variations de
température y sont négligeables à l’état de référence et il en est de mêmedes variations de β . Le gradient adiabatique est beaucoup plus importantdans l’atmosphère (un degré pour 100 mètres ), mais les variations detempérature et du coefficient d’expansion thermique se compensent ( leproduit T0β reste pratiquement égale à 1 )
N.B. : noter que pour un gaz parfait, on a strictement : β×T = 1⇒ T
1=β
2) L’approximation de BOUSSINESQ :Valentin Joseph Boussinesq (1842-1929)Un fluide géophysique est caractérisé par des variations relativement
faibles de sa masse spécifique, de sa température, … par rapport aux
valeurs de référence : 0ρ , 0T ,… ( Nous considérons dans la suite 0ρconstante, pour simplicité. Il n’y aurait aucune difficulté à généraliser ladiscussion au cas où 0ρ serait lentement variable ).
On peut écrire ainsi :
)103(avec 0
''
0 −ρ⟨⟨
ρρ+ρ=ρSubstituant dans (2-10), il vient :
( ) )113(0vvt
'0
''
−=∇⋅ρ+ρ+ρ∇+∂
ρ∂••
rrrr
Désignant par v et l une vitesse et une longueur caractéristiques, on tire
de l’équation (3-11) que: )123(vv
v'
−⟨⟨ρ
ρ⋅≈∇ •
ll
rr
Autrement dit, alors que chacun des termes qui composent vvdiv rr
r •∇=est de
lv , l’ordre de grandeur de leur somme est beaucoup plus petit .
On peut donc admettre avec une bonne approximation que ces termes secompensent et écrire que :
)133(0vvdiv −=∇= •rrr
1842 - 1929
Joseph Valentin Boussinesq
Français de Lille
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3-4
N.B. :
En d’autre terme, pour toute variable f , on aura toujours( )fvfvff ⋅∇≈∇⟨⟨∇⋅ •••
rrrrr
Ceci n’est applicable évidemment que lorsque la même variable fapparaît dans les 2 membres de l’inégalité. On peut faire
0vvdiv =∇= •rrr
partout sauf dans une équation comme (2-10) où,
comme (3-12), 0v =∇ •rr
est multiplié par '0 ρ⟩⟩ρ . En réalité, (3-10)
ne donne rien de plus que l’estimation (3-12) et il faut chercher
ailleurs une équation pour / ρ .
Le remplacement de l’équation de continuité (conservation de la masse)par la condition d’incompressibilité (3-13) sans imposer une massespécifique strictement constante fait parie de ce qu’on appelle :
l’approximation de BOUSSINESQ Dans le cadre de l’approximation de BOUSSINESQ , on peut écrire :
)153(v-v-
)143(vvn
j0 j jn
0
−∇⋅ ν⋅ρ≈∇⋅ ν⋅ρ=φ
−⋅ρ≈⋅ρ=rrr
rrr
On doit toutefois conserver ρ variable dans l’expression de la force depesanteur car l’accélération de la pesanteur g est beaucoup grand que lesaccélérations typiques des fluides géophysiques et donc la correction( ) g0 ×ρ−ρ n’est pas nécessairement négligeable. On peut écrire :
)163(bgg0
−+=⋅ρ
ρ rrr
où
)173(ebgb 30
0 −⋅=⋅ρ
ρ−ρ=
rrr
br est la ‘’poussée’’ .L’axe 3x = z est orienté verticalement du bas vers le haut alors :
)183(gb0
0 −ρ
ρ−ρ⋅−=
Utilisant les équations (3-14) , (3-15) et (3-16) dans l’équation (2-16) ,divisant par 0ρ et regroupant les 3 composantes en tenant compte de
l’équation (2-17) , on obtient l’équation pour le champ de vitesse :
gz v
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3-5
( ) )193(vbqv2vvt
v 2 −∇⋅ ν++∇−=∧Ω⋅+∇+∂
∂•
rrrrvrrrr
où )203(xgpq 30
−ξ+⋅+ρ=
ξ désignant le potentiel des forces astronomiques par unité de volume .L’état de référence est caractérisé par l’équilibre hydrostatique. Négligeant
comme précédemment les variations de 0ρ et le gradient vertical de ξ , on
peur réécrire l’équation (3-4) sous la forme : )213(0dx
dq
3
0 −=
Dans une situation réelle, la composante verticale de l’équation (3-19)
comporte des termes d’accélérations et de flux moléculaire. Un examendes ordres de grandeurs de ces termes montre qu’ils restent très petits visà vis de la force de pesanteur et que celle-ci est essentiellement reprisepar un gradient vertical de pression comme dans l’état d’équilibrehydrostatique. On a ainsi, dans tous les cas :
)223(ggx
p0
3
−⋅ρ−≈⋅ρ−≈∂
∂
et
)233(td
pd
xd
pd
vvgx
p
vtd
pd 0
3
0
33033 −=≈⋅⋅ρ−≈∂
∂
⋅≈Ceci résulte d’une analyse d’ordre de grandeur, soit :
quehydrostatiquasig~x
p0
3
−↔⋅ρ−∂
∂ ; alors
gv~x
pv~vpgrad
t
p
td
pd30
33 ρ−
∂
∂+
∂
∂= •
→ r ⇒
( )0
Dt
ppD 0 =−
Au voisinage de l’état de référence , on peut écrire en vertu de l’équation( 2 – 24 ) , soit :
αc,η,pρ=ρ (2 – 24’) ⇒
( )( ) ( )
( ) )243(cctd
d
c
td
dpp
td
d
ptd
d
0
0
C,,p
0
0
C,p
0
0
C,
0
−∑ −⋅
∂
ρ∂+
η−η⋅
η∂
ρ∂+−⋅
∂
ρ∂=
ρ−ρ
α
αα
βηα
ααη
Ceci résulte d’un développement en série de TAYLOR au voisinage de
l’état de référence, en effet :
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3-6
( ) ( ) ( ) ( )td
dccd
cdppd
pd 0
000
,pc,pc,
×−
∂
ρ∂+η−η
η∂
ρ∂+−
∂
ρ∂=ρ−ρ αα
α ηααη
où
• )253(a
1
p 20
0
C,p
−=
∂
ρ∂∗
α
• )263(C
TT
T p
0000
C,p
0
C,p
0
C,p
−⋅ρ⋅β
−=
η∂
∂
∂
ρ∂=
η∂
ρ∂
ααα
• )273(
c
T
Tcc
0
C,,p
0
C,p
0
C,T,p
0
C,,p
−
∂
∂
∂
ρ∂+
∂
ρ∂=
∂
ρ∂
βηααβααηα
• )283(nTCcc
0
0p
00
0
C,T,p
0
C,,p
−⋅⋅ρ⋅β
+
∂
ρ∂=
∂
ρ∂α
∧
βαβηα
En vertu des équations (2-26), (2-27) et (2-28).Les contributions des termes liés aux variations de concentrations sontnégligeables sauf, dans l’atmosphère, en cas de changement de phase.Dans ces conditions, on a, en bonne approximation :
Vp
00V
0
v0p
00
0
C,,pC
LnTCc
αα∧
βηαδ⋅⋅ρ⋅β=δ⋅⋅⋅ρ⋅β≈
∂ρ∂
Où L est la chaleur latente d’évaporation Kg) / J102,48(L 6eau ⋅≈ .
RAPPEL : Changement d’état et la fonction spécifique de GibbsLe résultat précédent est obtenu à partir de la théorie thermodynamique dechangement de phase : une substance pure, l’eau par exemple, peutexister sous plusieurs formes : glace, liquide, vapeur d’eau. Lorsque le
système ne possède que l’une de ces formes, il n’y a que 2 variablesindépendantes, T et p par exemple. Lorsque 2 phases coexistent, unenouvelle variable est nécessaire pour donner la proportion des 2 phases,et nous allons voir qu’une des 2 variables précédentes devient fonction del’autre.Data : Pour l'air sous une pression barométrique de 1000 mb, l'air saturécontient les quantités de vapeur d'eau suivantes rapportées au Kg d'air sec:
Température - 20 - 10 0 + 10 + 20 + 30oC
Quantité d'eau env. 0,8 1,8 3,8 7,8 15 28 g
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E.H.T.P.CHAPITRE 3 : APPROXIMATIONS GEOHYDRODYNAMIQUES
3-7
Pour fixer les idées, considérons la vaporisation d’un liquide dans le vide(la vaporisation d’un liquide pur dans le vide peut se faire à température etpression ‘constante’ : il suffit qu’il reste toujours 2 phases présence : p est
alors la pression de la vapeur saturante : p=p(T) ) Vapeur
vapeur
vp vp liquide
0p air 0p air
H H
H est constant,donc vp
Hpp v0 += est bien déterminée si T
est donnée et tant que le corps pur se trouve sous 2 phases
Il y a ici une trois variable indépendant , par exemple p, T , le rapportL
V
M
M.
On rappelle que :
STHSTpVUpVFG ⋅−=⋅−+=+=
Pendant le changement d’état p et T sont constantes, donc G est unpotentiel thermodynamique. L'équilibre correspond à G minimum, et unepetite transformation au voisinage de l’équilibre doit être telle que : dG = 0.Or VL GGG += ; 11L MgG ⋅= ; 22V MgG ⋅=Soit 11L dMgdG ⋅= ; 22V dMgdG ⋅=
Mais 12 dMdM −= ⇒ ( ) 121 dMggdG ⋅−=Or 0dG =
Donc 21 gg =
N.B. : La démonstration s’applique également à la fusion : SL gg = et à
la sublimation : SV gg = d’où :
THEOREME :
La valeur spécifique de la fonction de Gibbs)M / Gg( =
est la même dans toutes les phases en équilibre d’unmême corps pur .
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E.H.T.P.CHAPITRE 3 : APPROXIMATIONS GEOHYDRODYNAMIQUES
3-8
N. B. :Le théorème étant applicable à la fusion et à la sublimation, il en résulte
qu’au point triple :LVS
ggg ==
Equation de Clausius – Clapeyron :On considère l’équilibre entre 2 états (liquide et vapeur par exemple ) soit
111 v,s,g les valeurs spécifiques de la substance pure dans l’état 1
(rapporter à gm par exemple) et 222 v,s,g dans l’état 2.
A la température ‘’T’’ on a : 12 gg =
A la température ‘’T+ dT’’ on a : 1122 dggdgg +=+
D’où évidemment : 12 dgdg =
OrdpvdTsdgetdpvdTsdg 111222 ⋅+⋅−=⋅+⋅−=
d’où( ) ( ) dpvvdTssdpvdTsdpvdTs 12121122 ⋅−=⋅−⇒⋅+⋅−=⋅+⋅−
d’où la première forme de l’équation de Clausius – Clapeyron :
12
12
équilibre vv
ss
dT
dp
−
−=
Autres formes de l’équation de Clapeyron :Chaleur latente de transformation :On sait que
T
L
T
Q
T
Qsss R
tionatransform
R12 =
∆=∫
δ=∆=−
L est la chaleur spécifique Latente de transformation à la température T.D’où
( ) équilibre12 dT
dp
vvTL
⋅−⋅=Variation d’enthalpie dans une transformation :On sait que
Tdsvdpdh +=Or, dans une transformation 0dp = et tetanconsT = d’où
( ) LssTh 12 =−⋅=∆ ⇒ ( ).equ
12dT
dpvvTh
⋅−=∆ à p constante
Dans le cas où la deuxième phase est gazeuse 1v est négligeable d’où
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E.H.T.P.CHAPITRE 3 : APPROXIMATIONS GEOHYDRODYNAMIQUES
3-9
2
2
2TRn
dTL
p
dpet
dT
dp
p
TRnL
p
TRnv
⋅⋅
⋅≈
⋅⋅=⇒
⋅⋅=
n représente le nombre de mole contenu dans l’unité de masse .On peut intégrer si on connaît ( )TLL = et obtenir ( )Tpp = . En général on
ne connaît pas directement cette fonction ( )TL , mais on dispose de la
relation1p2p cc
dT
dL−= d’où l’intérêt de connaître les chaleurs spécifiques
en fonction de la température .
Compte tenu des équations (3-1) et (3-5), on peut mettre l’équation (3-24)sous la forme :
)293(dtdb
bb0 −φ∇−Φ=⋅ρ • rr
où( ) )303(rb −π+σ+⋅γ =Φ
avec
)313(T
L
0
V −φ⋅
−=π
Vφ désigne comme précédemment le taux d’évaporation ( )0V ⟩φ ou decondensation ( )0V ⟨φ :
on a posé dans les calcules
ρ=
ρ
ρρ=ρ=φ
⋅ sm
vapeurdeKg3
v
0
v0
v0V
td
d
dt
d
td
cd
taux d’évaporation ( )0v ⟩φ ou de condensation ( )0v ⟨φet
ηφ⋅γ =φ rr
b : conformément à l’équation (2 – 18)
Le taux de production de poussée bΦ apparaît ainsi comme proportionnel
au taux de production de chaleur totale(chaleurs ‘’sensible + latente’’ ) :( ) )323(rTT −π+σ+⋅=Φ
Le flux moléculaire de poussée bφr
est, de la même façon, proportionnel au
flux moléculaire de chaleur totale. Nous noterons celui-ci Tφr
sans
l’expliciter d’avantage puisque, comme on l’a mentionné plus haut, les fluxmoléculaires peuvent être négligés en Mécanique Des Fluides "MDF"Géophysiques.
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3-10
Dans cette optique, on peut également négliger la contribution de σ à Tφr
puisque celle-ci est proportionnelle aux flux moléculaires.
L’équation (2-26) fournit une équation pour la température. Avec la mêmeapproximation que précédemment, celle – ci s’écrit, tenant compte del’équation (3 -23) :
( ) ( ) )333(rTxTtd
dC T03p0 −φ∇−π+σ+⋅=⋅γ +⋅ρ •
rr
Démonstration de (3 – 33) :Pour cela utiliser l’équation (2 – 26) dérivée par rapport au temps :
( )td
1dcnTdTdpTdTC 000000p0 ×∑ρ−ηρ+β=ρ αα
∧
Or d’après (3 - 23) on a :td
pd
td
pd 0= ⇒ td
xdggv#
td
pd 3030 ρ−=ρ−
En utilisant l’équation (2 – 18 ) … ETC on aboutit alors à (3 – 33 ) .
L’équation (3-19) peut s’écrire :
)343(veb)v2
1q(v)2(
t
v 23
2 −∇⋅ ν+++∇−=∧ω+Ω⋅+∂
∂ rrrrrvr
où
)353(v −∧∇=ω rrr est la vorticité .
On a utilisé la formule d’Helmholtz pour obtenir (3-34) , c – à – d
+∧=•
→→→
2
vgradvrotvvgrad
2rrrr
qu’on reporter dans (2-19)
Prenons le rotationel de l’équation (3-34), il vient :
[ ] )363(e)b(v)2(t
23 −ω∇⋅ ν+∧∇=∧ω+Ω⋅∧∇+
∂
ω∂ rrrrrvrr
Posant )373(2 −Ω⋅+ω=ϖ
rrr
( )Svrrrrr
∧Ω+∧∇=ϖ est la vorticité absolue(Sr
désignant le vecteur position)
On peut mettre l’équation (3-36) sous la forme :
)383(ebvvttd
d 23 −ϖ∇⋅ ν+∧∇+∇ϖ=ϖ∇+
∂
ϖ∂=
ϖ••
rrrrrrrrrrr
Pour l’obtention de cette équation on utilise les formules suivantes :
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3-11
♦ ( ) ( ) ( ) vvgradvvgradvvdivvvdivvv ''''' rrrrrrrrrrr•
→
•→
−
+⋅−⋅=∧∧∇
♦ ( )
−=∆=∇
→→→vrotrotvdivgradvv2 rrrr
♦ 0gradrotet0vrotdiv =
ψ =
→→→ r
En effet : pour obtenir (3 - 38) on dispose de l’équation (3 – 36) soit
[ ] ω∇⋅ ν+∧∇=∧ω+Ω⋅∧∇+∂
ω∂ rrrrrvrr
23e)b(v)2(t
On suppose que→
=Ω teCr
(en module et en direction ) alors :
ttet
∂
ω∂=
∂
ϖ∂ω∆=ϖ∆
rrrr
mais
( )
ϖ
−
ϖ=
ϖ
−
ϖ+ϖ−
Ω+
=
ϖ
−
ϖ+⋅ϖ−ϖ⋅=∧ϖ
•→
•→
•→
•→→
•
→
•
→→
rrrr
rrrrrrrrr
rrrrrrrrrr
vgradvgrad
vgradvgradvdivdiv2vrotdivv
vgtadvgtadvdivdivvvrot
ainsi
ϖ∇⋅ ν+
→
+ϖ
→
=ϖ
ϖ
→
+∂
ϖ∂∧••
rrrr
4 4 34 4 21 r
rrr
2
3ebgradvgrad
DtD
vgradt ‘’ c q f d ‘’
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E.H.T.P.CHAPITRE 3 : APPROXIMATIONS GEOHYDRODYNAMIQUES
3-12
APPROXIMATION GEOSTROPHIQUE
Cette approximation consiste à garder dans l’équation de la conservationde la quantité de mouvement, par l’analyse en ordre de grandeur, 2 termesqui s’équilibrent : la force de Coriolis et le gradient horizontal de pression,soit:
( ) 0pgrad1
vkf hg
rrr=
ρ−∧⋅−
→
Gustave Gaspard Coriolis (1792-1843) : Français
Prenons le produit vectoriel par le vecteur unitaire de la verticale local kr
et
comme ‘’ gg vvkk rrrr
−=∧∧ ’’ il en résulte que :
( )pkf
1pgradk
f
1v hhg ∇∧⋅
⋅ρ=
∧⋅
⋅ρ=
→ rrrr
avec f le paramètre de Coriolis :
ϕ⋅Ω⋅= sin2f
0f:0
0f:0
sudhémisphère'ldans
nordhémisphère'ldans
⟨⟨ϕ
⟩⟩ϕ
⇒
⇒
où
=
=
=
=
π=Ω
=Ω
=ϕ
→pressiondehorizontalgradientpgrad
vitesseladeehorisontalcomposantev
localeverticaleladeunitairevecteurk
s86164T
T
2
:terreladerotationdeangulairevitesse
lieudulatitude
h
g
r
r
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E.H.T.P.CHAPITRE 3 : APPROXIMATIONS GEOHYDRODYNAMIQUES
3-13
• Cas d’un cyclone «L» dans l’hémisphère nord « 0f ⟩⟩⟩⟩ » :
pgrad→→→→
εεεε++++ 3p
Haute pression « H » High
(( ))gvkf rr∧∧∧∧−−−− εεεε++++ 2p
εεεε++++p (((( ))))0⟩⟩⟩⟩εεεε
gvs
pgrad1 →→→→
ρρρρ−−−− gv
s est tangente aux
surfaces isobares
kr Low « L » Basse pression « cyclone »
Sous l'influence de la force de Coriolis, l'air se déplace simplementperpendiculairement aux isobares, allant des hautes vers les basses
pressions. D’après la conservation de la masse : 0vdivz
wh ≠≠≠≠−−−−====
∂∂∂∂
∂∂∂∂ r,
il résulte un courant ascendant dans l’hémisphère nord pour un cyclone :
Aspiration d'air
Sol
N.B. :Du fait que 0f ⟨ dans l’hémisphère sud c’est l’inverse qui se produit dans
un cyclone, car il faut vérifier :
( )
−=∂
∂
=∇ρ
−∧−
vdivz
w:
0p1
vkf:l
h
hg
masseladeonconservatila
quegéostrophihypothèse'
r
rrrr
Vent Anticyclonique
L
H
R
cos2
y
foù
x
P
fvdiv~
z
w
vf
xP
fvdiv
o
2gh
g
2gh
φΩ=
∂
∂=β
∂
∂
ρ
β−=−
∂
∂
β−=
∂∂ρβ−=
r
r
∂
∂
ρ=
≡
∂
∂
ρ−=
x
P
f
1v
0w
y
P
f
1u
g
g
g
Voir (4 - 7)
7/21/2019 Ch : 03
http://slidepdf.com/reader/full/ch-03-56d87fc6ba656 14/15
E.H.T.P.CHAPITRE 3 : APPROXIMATIONS GEOHYDRODYNAMIQUES
3-14
Cas d’un cyclone « L » dans l’hémisphère sud « 0f ⟨⟨⟨⟨ » :
pgrad→→→→
εεεε++++ 3p
Haute pression « H » High gvs
(( ))gvkf rr∧∧∧∧−−−− εεεε++++ 2p
εεεε++++p (((( ))))0⟩⟩⟩⟩εεεε
pgrad1 →→→→
ρρρρ
−−−− p
kr
‘’ verticale locale ’’ L ‘’Low’’ « cyclone »
N . B. :C’est l’inverse qui se produit dans le cas d’un anticyclone vu la direction du
gradient de pression : pgrad→
.
Effet du frottement au sol sur le vent géostrophique :
( )
solaufrottementdeforce
0Fpgrad1
vkf Shg
↓
=+ρ
−∧⋅−→ rrrr
ainsi en posant : ( ) ( )pkf
1vp
1vkf hghg ∇∧⋅
⋅ρ=⇔∇
ρ−=∧
rrrrrr
nous obtenons ( ) 0FvvkfSg
rrrrr=+−∧⋅
• ⇒ ( )
Sg
Fkf
1vv
rrrr∧⋅−=
•
Si on pose •• ⋅⋅−= vvCFS
rrr où C est un coefficient de frottement, qui est
positif 3102C −⋅≈ , d’où ( )••
• ∧⋅⋅
−= vkf
vCvv g
rrr
rr
[ Un autre formalisme intéressant existe au Ch09 - (p19) : équation 19 ]
Quand on
donne un vent
on donne la
direction de sa
rovenance.
7/21/2019 Ch : 03
http://slidepdf.com/reader/full/ch-03-56d87fc6ba656 15/15
E.H.T.P.CHAPITRE 3 : APPROXIMATIONS GEOHYDRODYNAMIQUES
3-15
Définition du Vent thermique :Le vent thermique est égal à la différence des vents géostrophiques entre
deux niveaux isobariques 1o petp , il se calcule par la formule :
Tgradkp
plog
sinM2
Rv
1
oT
→
∧
ϕΩ=
rr
Où T est la température moyenne de l’air dans la colonne [ ]10 p,p .
Ainsi l’augmentation de vent avec la hauteur peut s’écrire directement enterme du gradient horizontal de la température sur une surface isobare [on
définit la température potentielle par <pCR
p
pT 0
=θ > où « 0p » pression de
référence]. Ceci résulte du fait qu’on a supposé que la loi du gaz parfait
( Trp
=ρ
) s’applique à l’atmosphère, soit :
pp
grad1
TgradT
1grad
1
θ
θ−=
−=
ρ
ρ
→→→
=
te
Cp
L’entropie d’un gaz parfait peut être représentée par :plogRTlogCs eep ⋅−=≡η
la température potentielle θ est par définition celle obtenue au cours d’un
déplacement d’une particule d’air sous une évolution thermodynamiqueadiabatique du gaz :
0p
dpR
T
dTCdsd p ≡−=≡η isentropique ⇒
p
dp
C
R
T
dT
p
=
qui par intégration de ( )p,T à ( )op,θ donne :
[ ] [ ] ⇒
θ
=
⇒=⇒= θ∫∫
θ
Tlog
p
plog
C
RTlogplog
C
R
T
dT
p
dp
C
Re
o
e
p
ee
p
Tp
pp
Tppo
o
T
p
p pCRo
=θ avec
7
2
C
C1
C
R
p
v
p
=−= voir mon cours de physique statistique
θ représente la température potentielle de la particule d’air sec : c’est latempérature qu’aurait une particule d’air caractérisée par ( )p,T qui par une
transformation adiabatique réversible est ramenée au niveau de pression
op (qu’on prend souvent égale à hPa1000 ).