Je sais j'yconnais rien
mais bon chacun son domaine !Par contre je suis curieux de comprendre le fonctionnement.
Merci pour votre partage de connaissance.
thermique ???
Modérateurs : Aventout, lionel
thermique ???
Bon je me lance... qq'un peut-il m'expliquer en language simple le principe des vents thermiques ???
Je sais j'yconnais rien mais bon chacun son domaine !
Par contre je suis curieux de comprendre le fonctionnement.
Merci pour votre partage de connaissance.
Je sais j'yconnais rien
mais bon chacun son domaine !Par contre je suis curieux de comprendre le fonctionnement.
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Exact gui13 ,
en fait , l'air chaud ( de la terre la journée ) monte vers le ciel , cela crée un " vide " qui est comblé par l'air frais de la mer. D'où le phénomène de brise marine. ( + l'ecart est grand , + la brise est forte )
Par contre , la nuit , le phénomene s'inverse , on a donc en général une brise de terre.
Voilà ce que je peux te dire sur le sujet.
Par contre , ce que je comprends pas , c'est que chez moi vers Montpellier , le thermique ne rentre pas fort alors qu'on a en ce moment de grosses différences de temperatures : aujourd'hui eau à 15 degrés et air à 24 degrés , on a eu une brise de 12 noeuds à peu prés.
en fait , l'air chaud ( de la terre la journée ) monte vers le ciel , cela crée un " vide " qui est comblé par l'air frais de la mer. D'où le phénomène de brise marine. ( + l'ecart est grand , + la brise est forte )
Par contre , la nuit , le phénomene s'inverse , on a donc en général une brise de terre.
Voilà ce que je peux te dire sur le sujet.
Par contre , ce que je comprends pas , c'est que chez moi vers Montpellier , le thermique ne rentre pas fort alors qu'on a en ce moment de grosses différences de temperatures : aujourd'hui eau à 15 degrés et air à 24 degrés , on a eu une brise de 12 noeuds à peu prés.
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elbodeguero
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- Enregistré le : lun. 25 avr. 2005 14:41
Considérons une couche atmosphérique déterminée (C), limitée par une surface isobare inférieure (S B ) et une surface isobare supérieure (S H ). Toute verticale (D A ) traversant de bas en haut cette couche y entre en un point A B de (S B ) et en sort par un point A H de (S H ) : à un instant fixé, le vent V (M) soufflant en un point M de l' atmosphère n'est généralement pas le même en A B et en A H , ni par sa direction , ni par sa vitesse ; la différence "vectorielle" V (A H ) - V (A B ) est un vecteur horizontal qui représente ce cisaillement vertical subi par le vent entre le bas et le haut de la couche (C). Or, une expression approchée de ce cisaillement peut être obtenue si l'on se place dans les hypothèses les plus courantes de description du mouvement atmosphérique, celle du vent géostrophique (horizontalement) et celle de l' approximation hydrostatique (verticalement) : en effet, V (M) est alors correctement représenté — dans l' atmosphère libre , et hors des très basses latitudes — par le vent géostrophique V g (M), de sorte que le cisaillement vertical entre les points A B et A H s'exprime de façon approximative, sous réserve de ces restrictions, par le vecteur V T = V g (A H ) - V g (A B ) ; ce vecteur horizontal, dont on peut fixer par exemple l'origine au point "sommet" A H , est appelé le vent thermique soufflant dans la couche (C) suivant la verticale (D A ).
Pourquoi "thermique" ? Le vent géostrophique, rappelons-le, est tangent à la ligne isohypse passant par le point M où il s'applique ; il laisse les altitudes géopotentielles plus basses sur sa gauche dans l'hémisphère Nord, sur sa droite dans l'hémisphère Sud, et sa vitesse est proportionnelle à la pente en M de la surface isobare passant par M (cette pente définit l'intensité du gradient isobare de géopotentiel en M) : le coefficient de proportionnalité vaut G s / f , où f désigne le paramètre de Coriolis tandis que le coefficient sans dimension G s = 9,81, affecté à la définition du mètre géopotentiel , est formellement égal à la valeur moyenne de g en mètres par seconde carrée. Traçons alors sur (S H ) les lignes d'égale " épaisseur géopotentielle " de la couche atmosphérique (C) : sur chacune de ces isolignes (E M ), la verticale (D M ) passant par un point quelconque M H de (E M ) coupe (S B ) en un point M B , et la différence Δ Z (M H ) = Z (M H ) - Z (M B ) des altitudes géopotentielles Z (M H ), Z (M B ) de M H et M B garde une valeur constante quand M H parcourt (E M ). Or, on déduit de l'expression de V g (M) que le vent thermique V T (A H ) = V g (A H ) - V g (A B ) en A H est tangent à l' isoligne (E A ) passant par A H , laisse dans (S H ) les valeurs plus faibles de Δ Z (M H ) sur sa gauche pour l'hémisphère Nord et sur sa droite pour l'hémisphère Sud, et a une intensité pratiquement égale au signe près à [Δ Z (A' H ) - Δ Z (A H )] / d AA' , où d AA' mesure la distance entre (D A ) et la verticale qui coupe (S H ) en un point A' H très proche de A H , A H A' H étant perpendiculaire à l'isoligne (E A ). Mais d'après la formule de Laplace (voir l' encart ), on peut écrire Δ Z (M H ) = k C Ť M , où la constante positive k C est liée à la définition de la couche (C) et où la demi-somme Ť M des températures en M B et M H définit la " température moyenne" de cette couche suivant la verticale (D M ). Le vent thermique V T (A H ) possède donc en fin de compte ces trois propriétés :
# il est tangent à une isoligne de (S H ) : celle des lignes d'égale valeur de la température moyenne — ou de l'épaisseur géopotentielle — de (C) pour laquelle Ť M = Ť A ;
# de part et d'autre de cette isoligne (E A ), il laisse les températures moyennes Ť M plus basses sur sa gauche dans l'hémisphère Nord, sur sa droite dans l'hémisphère Sud ;
# son intensité est, au signe près, le produit de k C G s / f par le rapport ( Ť A' - Ť A ) / d AA' ou, plus précisément, par l'intensité du " gradient " isobare de Ť M au point A H .
Le vent thermique, dont les propriétés s'énoncent en écho de celles du vent géostrophique, révèle ainsi l'influence du champ de température sur la répartition verticale du champ de vent .
Intero dans 15 mn...
Pourquoi "thermique" ? Le vent géostrophique, rappelons-le, est tangent à la ligne isohypse passant par le point M où il s'applique ; il laisse les altitudes géopotentielles plus basses sur sa gauche dans l'hémisphère Nord, sur sa droite dans l'hémisphère Sud, et sa vitesse est proportionnelle à la pente en M de la surface isobare passant par M (cette pente définit l'intensité du gradient isobare de géopotentiel en M) : le coefficient de proportionnalité vaut G s / f , où f désigne le paramètre de Coriolis tandis que le coefficient sans dimension G s = 9,81, affecté à la définition du mètre géopotentiel , est formellement égal à la valeur moyenne de g en mètres par seconde carrée. Traçons alors sur (S H ) les lignes d'égale " épaisseur géopotentielle " de la couche atmosphérique (C) : sur chacune de ces isolignes (E M ), la verticale (D M ) passant par un point quelconque M H de (E M ) coupe (S B ) en un point M B , et la différence Δ Z (M H ) = Z (M H ) - Z (M B ) des altitudes géopotentielles Z (M H ), Z (M B ) de M H et M B garde une valeur constante quand M H parcourt (E M ). Or, on déduit de l'expression de V g (M) que le vent thermique V T (A H ) = V g (A H ) - V g (A B ) en A H est tangent à l' isoligne (E A ) passant par A H , laisse dans (S H ) les valeurs plus faibles de Δ Z (M H ) sur sa gauche pour l'hémisphère Nord et sur sa droite pour l'hémisphère Sud, et a une intensité pratiquement égale au signe près à [Δ Z (A' H ) - Δ Z (A H )] / d AA' , où d AA' mesure la distance entre (D A ) et la verticale qui coupe (S H ) en un point A' H très proche de A H , A H A' H étant perpendiculaire à l'isoligne (E A ). Mais d'après la formule de Laplace (voir l' encart ), on peut écrire Δ Z (M H ) = k C Ť M , où la constante positive k C est liée à la définition de la couche (C) et où la demi-somme Ť M des températures en M B et M H définit la " température moyenne" de cette couche suivant la verticale (D M ). Le vent thermique V T (A H ) possède donc en fin de compte ces trois propriétés :
# il est tangent à une isoligne de (S H ) : celle des lignes d'égale valeur de la température moyenne — ou de l'épaisseur géopotentielle — de (C) pour laquelle Ť M = Ť A ;
# de part et d'autre de cette isoligne (E A ), il laisse les températures moyennes Ť M plus basses sur sa gauche dans l'hémisphère Nord, sur sa droite dans l'hémisphère Sud ;
# son intensité est, au signe près, le produit de k C G s / f par le rapport ( Ť A' - Ť A ) / d AA' ou, plus précisément, par l'intensité du " gradient " isobare de Ť M au point A H .
Le vent thermique, dont les propriétés s'énoncent en écho de celles du vent géostrophique, révèle ainsi l'influence du champ de température sur la répartition verticale du champ de vent .
Intero dans 15 mn...
question à el bodequero
alors pourquoi se renforce t il qd le ciel est bleu? ( d'ailleurs un thermique peut il se créer sans ciel bleu? )...si c est pas trop terre à terre comme question?... 
riqui34 a écrit :Par contre , ce que je comprends pas , c'est que chez moi vers Montpellier , le thermique ne rentre pas fort alors qu'on a en ce moment de grosses différences de temperatures : aujourd'hui eau à 15 degrés et air à 24 degrés , on a eu une brise de 12 noeuds à peu prés.
idem chez nous; toute la semaine derniere on a eu un thermique qui se levait vers 15h30 et qui avoisinait 10-12nds et pourtant il fait chaud et l'eau est froide, malheureusement avec ca on peut pas faire grand chose.
et a mon avis ca sera pareil toute la semaine qui vient
oh la jolie masturbation de cervelle pour expliquer un phénomène météorologique. je suis presque sur que la personne qui a posté cette question n'en attendait pas temps. mais maintenant que c'est dit, il va fallloir te croire. mes respects, quel puit de science. ce n'est peut etre que du bluff et en quel cas, je réponds, quelles imagination.
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