Dynamique de l'atmosphère et des océans. Laurent Stehly

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1 Dynamique de l'atmosphère et des océans Laurent Stehly

2 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.

3 Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmosphère/ 1 couches atmosphériques Stratification de l'atmosphère ~100 km

4 Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques Les différentes couches atmosphériques Exosphère ( km) 500 km Aurore Boreale METEORE (fin : 60 km k

5 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.

6 Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques mente T aug Raréfaction des molécules d'air T ba iss e te en gm u a T T baisse EVEREST 9/10 de la masse de l'atmosphère dans les 16 premiers km

7 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

8 Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques Ces couches se déforment en fonction de la température Les gaz se dilatent lorsque la température augmente

9 Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques Max = 18 km (Equateur, été) Min = 8 km (pole, hiver) L'épaisseur de la troposphère dépend ainsi de la latitude et des saisons

10 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

11 Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques Variation de la composition chimique avec l'altitude Au delà de 100 km les concentrations sont très faibles Gaz ayant tendance à "partir" M Masse Molaire = 28.9 g/mol Avec Composition constante sur 100 km (sauf H2O et O3)

12 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /1 Bilan global 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

13 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.

14 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.

15 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

16 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

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

18 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages /a Généralités 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

19 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages /a Généralités Répartition du type de nuages en fonction de l'altitude MAXIMUM = 8 18 km Stratosphère Troposphère

20 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages /a Généralités CUMULONIMBUS ALTOSTRATUS CUMULUS CIRRUS

21 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages /a Généralités Concentration moyenne d'h20 dans l'atmosphère moyennée sur 4 ans

22 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

23 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 Latitude

24 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages/ b Albédo 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.

25 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

26 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /2 Influence des nuages/ c Effet de serre 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

27 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

28 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.m 2 via l'albédo et de +29Wm 2 pour l'effet de serre => Les nuages tendent à refroidir la Terre

29 Que se passerait il si la Terre se réchauffait?

30 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ a Répartition Répartition de l'ozone en fonction de l'altitude 90% de l'o3 atmosphérique Bouclier contre les UV dangereux OZONE STRATOSPHERIQUE (été, automne, hiver) Ozone des villes (smog) OZONE TROPOSPHERIQUE 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

31 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation/Destruction dans la stratosphère Formation de l'ozone dans la stratosphère Ultra violet hν Photodissociation UV O2 O O O O2 + chaleur O3 RECOMBINAISON O3

32 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation/Destruction dans la stratosphère Les rayonnements ultra violet 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)

33 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation et destruction dans la stratosphère L'ozone absorbe les UV Photodissociation UV O3 Absorption UV (O3 = Bouclier) O O2 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 peut etre utilisée pour dissocier l'03 en L'oxygène pourra se recombiner pour reformer de l'03

34 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation et destruction dans la stratosphère Destruction de l'03 dans la stratosphère O O3 O2 + chaleur O2 Les collisions entre l'o et l'03 peuvent aboutir à la formation de deux molécules d'02

35 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 hν Photodissociation UV O2 Photodissociation O O UV O3 O O2 O O2 CREATION O3 Formation : O2 + hv > O + O O + O2 > O3 O O3 O3 O2 Destruction : O3 + hv > O2 + O O + O2 > O3 O + O3 > O2 + O2 O2

36 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ c Trou d'ozone Trou d'ozone dans la stratosphère Découvert par Joe Farman en 1985 à Halley Bay (mais aussi par japonais à Syowa ) Disparition quasi totale entre 14 et 20 km.

37 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

38 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 (sept nov)

39 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

40 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

41 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

42 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ d Formation d'ozone dans la troposphère 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

43 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /4 Bilan Bilan T UV++ O3 tropopause H2O v UV 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)

44 Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /4 Bilan UV++ O3 tropopause H2O v UV 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.

45 Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère 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.

46 Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 1 Sans rotation EXCES DEFICIT DEFICIT TRANSPORT Comparaison entre l'énergie solaire absorbée et l'énergie émise => Quelle devrait etre la circulation atmosphérique?

47 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?

48 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

49 Si il n'y avait pas de rotation terrestre Cellule de Hadley de l éq. aux pôles L = Basse Pression H = Haute pression

50 Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ a Coriolis Influence de la force de coriolis

51 Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ a Coriolis Force de Coriolis dévie les masses allant vers le nord vers la droite (W) ALIZES Force de Coriolis dévie les masses allant vers le sud vers la droite (W) CELLULE s arrête à 30 de latitude

52 Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ a Coriolis FORCE DE CORIOLIS : Hémisphère Sud Force de Coriolis dévie les masses allant vers le sud vers la gauche (W) CELLULE s arrête à 30 S de latitude 30 S ALIZES Force de Coriolis dévie les masses allant vers le nord vers la gauche (W) EQ

53 Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ b Equilibre géostrophique 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 => celui ci se fait alors le long des isobarres. L'atmosphère et le noyau terrestre sont dans un équilibre quasi geostrophique.

54 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.

55 Dynamique de l'atmosphère/ III Dynamique de la troposphère/ 2 Terre en rotation/ c Cellules de convection La rotation engendre 3 cellules de convection et des mouvements dans le plan est/ouest HP CELLULE POLAIRE CELLULE FERREL (déviation Hadley vers l W) BP CELLULE HADLEY Vents de surface Vents d altitude

56 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

57 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

58 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

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

60 Dynamique de l'atmosphère/iv Variations saisonières/2 ZCIT Variations saisonières

61 Dynamique de l'atmosphère/iv Variations saisonières/2 ZCIT Variations saisonières On remarque une variation de la position de la zone inter tropical en fonction de la saison

62 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

63 Dynamique de l'atmosphère/iv Variations saisonières/3 cyclone/anticyclone Pression atmosphérique en surface Juillet Pression atmosphérique en surface Janvier

64 Dynamique de l'atmosphère/iv Variations saisonières/3 cyclone/anticyclone juillet janvier

65 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!

66 Dynamique de l'atmosphère/iv Variations saisonières/4 Mousson Un effet particulier : la mousson

67 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

68 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 au dessus des terre formant du brouillard

69 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

70 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

71 Mouvements longitudinaux Vent de surface

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