Laurent Stehly - geoazur.fr · Dynamique de l'atmosphère et des océans Laurent Stehly ......
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Dynamique de l'atmosphère actuelle
● I – Profile vertical de l'atmosphère● II – Bilan radiatif de l'atmosphère● III – Dynamique globale de la troposphère● IV – Variation saisonnière de la dynamique de
l'atmosphère et effets locaux.
Stratification de l'atmosphère~100 km
Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmosphère/ 1 couches atmosphériques
Les différentes couches atmosphériques
Exosphère (500 10000 km)Exosphère (500 10000 km)
500 km500 km
METEORE (fin : 60 km)METEORE (fin : 60 km)
Aurore Boreale
Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques
● La masse de l'atmosphère = 5,13 10^18 kg, ~ un millionième de la masse de la Terre.
● 90% de cette masse est concentrée dans les 16 premiers kilomètres.
T° baisseT° baisse
T° augmente
T° augmente
T° baisse
T° baisse
T° augmenteT° augmente
Raréfaction des
molécules d'air
9/10 de la masse de
l'atmosphère dans les 16
premiers kmEVEREST
Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques
● Dans la troposphère et la mésosphère la température décroit avec l'altitude ● => ces couches sont chauffées par le bas● => convection verticale possible
● Augmentation de la température dans la stratosphère ● => source de chaleur ● => pas de convection verticale
● Thermosphère chauffée par les radiations solaires
Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques
● Les gaz se dilatent lorsque la température augmente
Ces couches se déforment en fonction de la température
Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques
● L'épaisseur de la troposphère dépend ainsi de la latitude et des saisons
Max = 18 km (Equateur, été)Max = 18 km (Equateur, été)
Min = 8 km (pole, hiver)Min = 8 km (pole, hiver)
Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques
Composition chimique moyenne de l'atmosphère
N2 : 78 %02 : 20 %Ar : 0.1 %
C02 : 0.04 %
La composition de l'atmosphère hormis l'ozone et l'H20 ne dépend pas de l'altitude
Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques
Variation de la composition chimique avec l'altitude
MMMasse MolaireMasse Molaire= 28.9 g/mol= 28.9 g/mol
Avec Composition Avec Composition constanteconstantesur 100 kmsur 100 km
(sauf H2O et O3)(sauf H2O et O3)
Audelà de 100 km les Audelà de 100 km les concentrations sont concentrations sont
très faiblestrès faibles
Gaz ayant tendance à "partir"Gaz ayant tendance à "partir"
Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques
Bilan radiatif de l'atmosphère
● Jaune : la surface de la Terre a une température d'~300K => elle émet essentiellement de la lumière IR : 21
● Rouge : la température de surface du soleil est de ~6000K => Le soleil émet de la lumière entre les proches IR et les Uvs
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /1 Bilan global
Bilan radiatif de l'atmosphère
● 30% de la lumière émise par le soleil est réfléchie. Elle repart dans l'espace
● 51% est absorbée par la surface,
● 19% est absorbé dans l'atmosphère. Dans la mésosphère, l'oxygène absorbe les rayonnement les + énergétique. Dans la stratosphère l'ozone absorbe les UV. Dans la troposhère la vapeur d'eau capte les proches IR.
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /1 Bilan global
Absorbtion de la lumière émise par le soleil par l'atmosphère
● Mésosphère : l'oxygène absorbe les rayonnements les + énergétique (UV lointain)
● Stratosphère : l'ozone absorbe les UV
● Troposphère : la vapeur d'eau, nuages, absorbent les IR.
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /1 Bilan global
Diffusion de la lumière émise par le soleil
● Les particules fines de l'atmosphère diffusent les rayonnements (bleu) dans toutes les directions. Une partie part vers l'espace, l'autre vers le sol. Ainsi le ciel est bleu.
● Troposphère : gouttelettes d'eau des nuages diffusent la lumière sur une large plage de longueur d'onde => nuages sont gris
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /1 Bilan global
Emission d'IR par la Terre
● La surface de la Terre étant de 300 K elle émet dans les IR
● Flux de chaleur sensible : chaleur transmise par conduction vers la troposhère
● Chaleur latente : évaporation des océan puis la condensation des nuages revient à transférer de l'énergie du sol vers la troposhère
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /1 Bilan global
L'eau dans l'atmosphère
● L'essentiel de l'eau se trouve dans les nuages sous forme de vapeur, liquide ou de glace
● La présence d'eau diminue la densité de l'air
● => l'eau influence la dynamique de l'atmosphère
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages /a Généralités
Répartition du type de nuages en fonction de l'altitude Répartition du type de nuages en fonction de l'altitude
MAXIMUM = 8 18 kmMAXIMUM = 8 18 km
TroposphèreTroposphère
StratosphèreStratosphère
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages /a Généralités
CUMULONIMBUSCUMULONIMBUS CUMULUSCUMULUS
ALTOSTRATUSALTOSTRATUS CIRRUSCIRRUS
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages /a Généralités
Concentration moyenne d'H20 dans l'atmosphère moyennée sur 4 ans
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages /a Généralités
● L'atmosphère contient plus d'H20 dans les zones chaudes => plus d'évaporation
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages /a Généralités
Circulation d'H20 en fonction de la latitude
Variations tropopause et variations VH2O Variations tropopause et variations VH2O
LatitudeLatitude
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages /a Généralités
Bilan radiatif : influence des nuages sur l'albédo (lumière visible UV)
● L'albédo est le rapport de l'énergie solaire refléchie par rapport à l'énergie incidente par unité de surface
● L'énergie solaire = essentiellement lumière dans les longueurs d'onde visibles et UV
● Nuages ont un albédo pouvant atteindre 80%.
● => il est nettement plus élevé que celui de l'eau (5%) et des forets
● => Il est du meme ordre que celui de desert, un peu plus faible que celui de la glace.
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages/ b Albédo
Forçage radiatif en hiver dans les courtes longueur d'onde du au nuage
● Au dessus de l'eau et des forets, les nuages augmentent sensiblement l'albédo
● => plus d'énergie solaire réfléchie● => moins d'énergie absorbé● => contribue à refroidir la Terre = forçage radiatif négatif
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages/ b Albédo
Influence des nuages sur le rayonnement IR : effet de serre
● La Terre émet de la lumière dans les infra rouges.
● Les nuages aborbent une partie de ces IR. Leur température s'élève ainsi et ils contribuent à réchauffer l'atmosphère. De plus il vont réemettrent des IR vers le sol
● L'effet est surtout important pour les nuages de haute altitude (cirrus) qui sont froids (60 deg). Ils se concentrent souvent au niveau des tropiques
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages/ c Effet de serre
Bilan de l'influence des nuages sur le bilan radiatif de la Terre
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages/ c Conclusion
Bilan de l'influence des nuages sur le bilan radiatif de la Terre
● Au dessus des tropiques : présence de cirrus dans les hautes altitudes →fort effet de serre => forçage radiatif positif
● Au dessus des oceans : nuages bas augmentant fortement l'albédo => forçage radiatif négatif
● => influence des nuages sur le forçage radiatif est de 47w.m2 via l'albédo et de +29Wm2 pour l'effet de serre
● => Les nuages tendent à refroidir la Terre
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages/ c Conclusion
Répartition de l'ozone en fonction de l'altitude
OZONE OZONE TROPOSPHERIQUETROPOSPHERIQUE
OZONE OZONE STRATOSPHERIQUESTRATOSPHERIQUE(été, automne, hiver)(été, automne, hiver)
Ozone des villes(smog)
90% de l'O3 atmosphérique
Bouclier contre les UV dangereuxdangereux
Problèmes actuels : tendance globale de diminution à long terme
Trou d'ozone Antarctique au printemps
10% de l'O3 atmosphérique
Impact néfaste : effet toxique sur hommes et végétation
Problème actuel : Forte élévation du taux en ville
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ a Répartition
Formation de l'ozone dans la stratosphère
UV
OO22
OOOOOO22
OO
OO33 OO33
Photodissociation
hν
RECOMBINAISON
+ chaleur
UV
OO22
OOOOOO22
OO
OO33 OO33
Photodissociation
hν
RECOMBINAISON
+ chaleur
Ultra violet
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation/Destruction dans la stratosphère
● Les rayonnements ultraviolet détruisent les molécules d'02.
● L'oxygène libéré peut se recombine pour former de l'03 :● O2 + hv > O + O (1) ● O + O2 > O3 (2)● (1/v = longueur d’ondes < ~ 240 nm)
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation/Destruction dans la stratosphère
L'ozone absorbe les UV
● Les UV sont absorbés par l'03.
● L'ozone nous protège des UV émis par le soleil. Les UV absorbés sont réémis sous forme d'IR.
● L'énergie absorbée peutetre utilisée pour dissocier l'03 en 02+0. L'oxygène pourra se recombiner pour reformer de l'03
OO33
OO22
OO
Photodissociation
Absorption UVAbsorption UV(O3 = Bouclier)(O3 = Bouclier)
OO33
OO22
OO
Photodissociation
Absorption UVAbsorption UV(O3 = Bouclier)(O3 = Bouclier)
UV
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation et destruction dans la stratosphère
Destruction de l'03 dans la stratosphère
● Les collisions entre l'O et l'03 peuvent aboutir à la formation de deux molécules d'02
OO33
OO
OO22 OO22
+ chaleur
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation et destruction dans la stratosphère
Cycle de l'ozone dans la stratosphère : équilibre formation/destruction d'ozone
UV
OO22
OOOOOO22
OO
OO33 OO33
CREATION
Photodissociation
hν
OO33
UV
OO22
OO
OO33
OO
OO22 OO22
Photodissociation
Formation : O2 + hv > O + O O + O2 > O3
Destruction :O3 + hv > O2 + O O + O2 > O3
O + O3 > O2 + O2
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation et destruction dans la stratosphère
Trou d'ozone dans la stratosphère
● Découvert par Joe Farman en 1985 à Halley Bay (mais aussi par japonais à Syowa…)
● Disparition quasitotale entre 14 et 20 km.
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ c Trou d'ozone
Evolution de la concentration d'ozone en 1993 dans l'hémisphère sud
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ c Trou d'ozone
Evolution de la concentration d'ozone en 1993 dans l'hémisphère sud
● On remarque une disparition brutal de l'ozone entre le jour 250 et 330 (septnov)
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ c Trou d'ozone
Le trou d'ozone mesuré par satellite
● L'amplitude du trou croit au cours du temps
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ c Trou d'ozone
Concentration des CFC dans l'atmosphère
● Les CfxCly (Californium x Chlore y) sont des gaz d'origine humaine
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ c Trou d'ozone
Les CFC émis par l'homme détruisent l'ozone dans la stratosphère
● Les CFC sont des composés volatiles pouvant atteindre la stratosphère
● Sous l'effet des UV ils se dissocient et se recombine en CloNO2, Hcl, Cl2
● Ces molécules réagissent alors avec l'03. Par exemple:
Cl2 + hν −> Cl + Cl
Cl + O3 −> ClO + O2
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ c Trou d'ozone
Formation d'ozone dans la troposphère
● L'oxyde d'azote N0, les hydrocarbures, les UV réagissent en libérant des molécule d'oxygène qui se recombient avec 02 pour former de l'03.
● La production d'03 dans la troposphère est donc lié aux activités humaines
● Entraine des effets néfastes sur la santé
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ d Formation d'ozone dans la troposphère
Bilan
● Stratosphère = zone non convective chauffée par l'ozone qui absorbe les Uvs
● Troposhère = zone convective chauffée par la Terre (conduction, évaporation/condenstion, effet serre, absorbtion des IR)
H2O vH2O v
O3O3
tropopause
UV++UV++
UVUV
T°
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /4 Bilan
H2O vH2O v
O3O3
tropopause
UV++UV++
UVUV
● Nuages : refroidissent la Terre en augmentant l'albédo, mais la réchauffe via l'effet de serre => Refroidissement l'emporte
● Ozone : réchauffe la troposphère
● L'ozone et l'H20 bien que ne représentant qu'une petite partie des gaz atmosphériques ont une influence importante.
Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /4 Bilan
II Dynamique de la troposphère● La dynamique de la troposhère est controlée :● 1) Par l'apport d'énergie du soleil qui influence
la température donc la densité et la pression. ● 2) La présence d'eau diminue la densité.● 3) La force de coriolis.
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère
● Comparaison entre l'énergie solaire absorbée et l'énergie émise
● => Quelle devrait etre la circulation atmosphérique ?
DEFICIT DEFICITEXCES
TRANSPORT
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 1 Sans rotation
Les poles réémettent plus d'énergie qu'il n'en reçoivent.
● L'équateur reçoit plus d'énergie qu'il en émet.● De plus, l'évaporation des océans y est plus
importante.● => Ceci induit des variation de pression qui
engendrent des courants océaniques et atmosphériques qui vont redistribuer l'énergie.
● Quelle serait la circulation atmosphérique sans tenir compte de la rotation de la Terre ?
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 1 Sans rotation
Dynamique de la troposphère en négligeant la rotation de la Terre
Air chaud s'élève au niveau de l'équateur (poussé d'Archimède) => Pression faible en surface à l'équateur et élevé en haut de la troposphère=> Air froid provenant des poles à la surface
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 1 Sans rotation
Si il n'y avait pas de rotation terrestre
Cellule de Hadleyde l’éq. aux pôles
L = Basse PressionH = Haute pression
Influence de la force de coriolis
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ a Coriolis
Force de Coriolis dévie les masses allant vers le sud vers la droite (W)
CELLULE CELLULE s’arrête à s’arrête à
30° de 30° de latitudelatitude
ALIZESALIZES
Force de Coriolis dévie les masses allant vers le nord vers la droite (W)
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ a Coriolis
Force de Coriolis dévie les masses allant vers le sud vers la gauche (W)
FORCE DE CORIOLIS : Hémisphère SudFORCE DE CORIOLIS : Hémisphère Sud
Force de Coriolis dévie les masses allant vers le nord vers la gauche (W)
CELLULE CELLULE s’arrête à s’arrête à 30°S de 30°S de latitudelatitude
ALIZESALIZES
30°S EQ
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ a Coriolis
Equilibre géostrophique
● Ce type d'écoulement résulte de l'équilibre entre les forces de pression et de Coriolis.
● Les forces de pression induisent des mouvements perpendiculaires aux isobarres (ie des HP vers les BP).
● La force de coriolis dévie l'écoulement => celuici se fait alors le long des isobarres.
● L'atmosphère et le noyau terrestre sont dans un équilibre quasigeostrophique.
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ b Equilibre géostrophique
Equilibre géostrophique crée des cellules de convections dans l'atmosphère
● Lorsque les cellules de convection induisent des courants atmosphériques vers les poles, les vents sont déviés vers l'Est et inversement (coriolis).
● => on crée des cellules de convection fermées.
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ b Equilibre géostrophique
La rotation engendre 3 cellules de convection et des mouvements dans le plan est/ouest
BP
CELLULECELLULEHADLEYHADLEY
CELLULECELLULEFERRELFERREL
(déviation Hadley vers l’W)(déviation Hadley vers l’W)
CELLULECELLULEPOLAIREPOLAIRE
Vents desurface
Vents d’altitude
HP
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ c Cellules de convection
● Les cellules de Hadley et les cellules polaire sont causés par les variation de l'apport d'énergie solaire en fonction de la latitude. ● => Elles sont stable au cours du temps ● => Climat stable près de l'équateur et des poles.
● La cellule de Ferrel est une conséquence des cellules de Hadley et polaires. Sa dynamique est plus instable
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ c Cellules de convection
Mouvements verticaux mesurés dans l'atmosphère moyennés sur un an
● Bleu = air montant Rouge = air descendant● On voit bien la cellule de Hadley
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ c Cellules de convection
Les cellules de convection influencent la pression
● Pression donnée à la surface de la Terre (cas théorique ne tenant pas compte du relief, des continents,...)
● Zones haute pression lorsque les cellules de convection convergent
Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ c Cellules de convection
Variations saisonières
● On remarque une variation de la position de la zone intertropical en fonction de la saison
Dynamique de l'atmosphère/IV Variations saisonières/2 ZCIT
● Juillet/Aout : inclinaison de la Terre ● => L'apport d'énergie solaire est maximal vers 10
deg de latitude ● => La ZCIT se déplace dans l'hémisphère nord.
● Et inversement en janvier● => Il y'a un déplacement saisonnier des cellules
de Hadley
Dynamique de l'atmosphère/IV Variations saisonières/2 ZCIT
Pression atmosphérique en surface Juillet
Pression atmosphérique en surface – Janvier
Dynamique de l'atmosphère/IV Variations saisonières/3 cyclone/anticyclone
● Eté : continents + chaud que les océans● => Air chaud s'élève des continents ● => Pression faible● => circulation sens inverse aiguille d'une montre
● Hiver : c'est l'inverse !
Dynamique de l'atmosphère/IV Variations saisonières/3 cyclone/anticyclone
Un effet particulier : la mousson
● Eté : continents très chaud => Air s'élève => P faible en surface
● => vent provenant des océans amène de l'air très humide ● => Fortes pluies sur les continents
Dynamique de l'atmosphère/IV Variations saisonières/4 Mousson
Le meme effet existe à petite échelle entre le jour et la nuit
● Au soleil levant la température s'élève plus vite sur la terre qu'au dessus des lacs, mers, océans
● => air humide arrive audessus des terre formant du brouillard
Dynamique de l'atmosphère/IV Variations saisonières/4 Mousson
Bilan dynamique troposphère
● Rotation Terre => Force coriolis ● Apport énergie soleil different aux poles et à
l'équateur => force de pression● Pression + Coriolis => équilibre quasi
géostrophique ● => 3 cellules de convection + masses d'air se
déplacent le long des lignes isobarres
Bilan dynamique troposphère : variations saisonnières
● Cellule Hadley de déplacent en fonction de la saison
● Différence température contient/océan => variation pression => circulation masse d'air, plus divers effets locaux tel que la mousson