Petit atlas de science moderne








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4)L’entropie et son évolution vers elle


L’entropie est une mesure du nombre de possibilité d’échanges le plus important. Dans la majorité des cas, la thermodynamique par son second principe impose donc un désordre croissant.
On peut la caractériser par l’équation suivante : S = Q/T + Si

S : Entropie

Q : Chaleur fournie

T : Température considérée Si : Augmentation de possibilités de

mélange et ainsi d’entropie
On peut remarquer qu’il existe des exceptions qui sont dues à des forces de réorganisation :

1)en mécanique la poussée d’Archimède pour l’atmosphère : le plus léger a le plus tendance à

monter : vapeur (H2O : 18=X)), azote (N2 : 28=X), oxygène (O2 : 32=X) et dioxyde de carbone (CO2 : 44 =X). Le nombre d’Avogadro, nombre d’atomes / atome-gramme, nombre de molécules / mole, nombre de molécules / X grammes de molécules vaut 6.02474 1023.

2)en électricité par la force coulombienne : La force électromagnétique est donnée par

F = qE + Fmagn avec Fmagn = /l Wmagn . La force magnétique minimise bien l’énergie en collant au principe d’équirépartition d’énergie et en minimisant le travail total mais la force du champ électrique réorganise et ordonne les électrons.

5)La vitesse des vents par équilibrage volumique avec comme conséquence la pression locale


Localement, on peut décomposer l’air en ses principaux éléments : l’oxygène, l’azote, l’eau sous une quelconque de ses formes et le dioxyde de carbone. On peut définir à ce moment là, la variation densité et de pression en fonction de la hauteur :

Equation des gaz parfaits : P(h)/(h) =  i(h)* Ri(h)*T(h)

avec P(h) : Pression absolue locale mesurée (Pa)

(h) : Densité locale (kg/m3)

i(h) : Pourcentage de composant : oxygène, azote, eau ou dioxide de carbone

Ri(h) : Constante du gaz (J / kg K)

T (h) : Température (K)
Equilibre vertical de pression (Archimède) : P(h) = (h) * g(h) * h

avec P(h) : Pression absolue mesurée localement (Pa)

(h) : Densité locale (kg/m3)

g (h) : force de gravité  constante = 9.81 m / s2

h : hauteur (m)
L’intégration de ces équations doit se faire verticalement pour voir localement l’état du ciel.
La pression différentielle existant entre les différents lieux de l’atmosphère amène des vents dont les équations de Navier-Stokes où l’on peut généralement négliger les effets visqueux amène une approche de la détermination scientifique des vents. Pour être plus précis, il faut également tenir compte des variations locales de température donnant des variations locales de densité. En réalisant des modélisations par cette méthode (en y incluant les effets
d’inertie de rotation par Coriolis et on arrive à un modèle stable avec de la pluie progressive. Seulerment la réalité de la météorologie est beaucoup plus à assimiler au comportement d’un animal sauvage en résumé la modélisation scientifique précise arrive ici sur une limite. Le modèle précis est correct et stable alors que la réalité est assez aléatoire comme par exemple pour un nuage ou des vents violents.
Le modèle théorique s’approche cependant de la réalité dans l’ensemble sans tenir compte des variations rapides. A ce titre, on peut remarquer le modèle stable de l’eau schématisé ci-après :

vent

nuage  nuage

 

eau  eau

fleuve
En voulant faire de l’avant-garde du possible, on peut remarquer qu’il existe une possibilité de réglage du temps par assujettissement de l’évaporation au niveau des mers et des océans : pour ce faire, on peut tenter de réguler l’évaporation en agissant sur tous les composants (particules et animaux) qui sont présents à la surface des mers et des océans sur une profondeur de référence de 1 mètre. Pour se convaincre de cette réalité, il suffit de comparer la pluviosité à proximité de la Méditerranée (mer bleue transparente) qui est faible avec la pluviosité à proximité de la mer du Nord (mer verdâtre opaque) qui est forte.
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