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 Dynamique de l'atmosphère et des océans Laurent Stehly

Laurent Stehly - geoazur.fr · Dynamique de l'atmosphère et des océans Laurent Stehly ... Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages/ c Effet de serre

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Dynamique de l'atmosphère et des océans

Laurent Stehly

   

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 

   

Influence de l'ozone et de la vapeur d'eau sur le bilan radiatif

   

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 

   

Que se passerait­il si la Terre se réchauffait ?

   

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 

RECOMBINAISON

+ chaleur

UV

OO22

OOOOOO22

OO

OO33 OO33

Photodissociation 

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 

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

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

Dynamique de l'atmosphère/IV Variations saisonières/1 Définition des saisons

   

Variations saisonièresDynamique de l'atmosphère/IV Variations saisonières/2 ZCIT

   

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

   

juillet 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

Dynamique de l'atmosphère/IV Variations saisonières/4 Mousson

   

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 

   

Mouvements longitudinaux

● Vent de surface