Sciences de l atmosphère (SA 2010)

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1 1 Bastien Gendre Sciences de l atmosphère (SA 2010) 1. Introduction Pourquoi les sciences de l atmosphère sont-elles très importantes? Car elles nous permettent de connaître : - le temps et la météo - les conséquences de ce temps (risques naturels, etc.) - la neige, les avalanches, les ouragans, les tornades, etc. - le climat et le changement climatique - la qualité de l air (p.ex. ozone troposphérique) - les énergies éolienne, hydraulique et solaire - elles sont utiles pour les forestiers et les agriculteurs il ne s agit pas seulement de prédire le temps, mais de dire pourquoi Rappel : intro à la géo physique Les phénomènes naturels ont lieu dans 4 grands domaines : l atmosphère, la lithosphère, l hydrosphère et la biosphère. Le lieu où les 4 domaines interagissent est appelé la vie couche. Le bilan énergétique de la Terre. - Rayonnement électromagnétique : toutes les substances au-dessus de -273 degrés émettent des rayonnements électromagnétiques, les objets chauds émettant plus d énergie à des longueurs d onde plus courtes. Le Soleil émet donc des ondes courtes (ultraviolets, etc.), et la Terre des ondes longues (ex : infrarouge). - L insolation varie selon la latitude et la saison. - 49% de l ensoleillement = rayonnement direct (rayonnement qui va directement à la surface Terre) - 31% de l insolation est réfléchie dans l'espace (3% par dispersion 19% par les nuages, 9% par la terre) - 20% est absorbé par l atmosphère L hydrosphère - il existe un cycle de l eau, dans lequel l eau circule de façon constante et cyclique entre les réservoirs. Bien que l atmosphère contienne relativement peu d eau, elle est responsable de la plus grande circulation. L effet de serre

2 2 - gaz à effet de serre : dioxyde de carbone, ozone, vapeur d eau, méthane et CFC. Ils absorbent le rayonnement d ondes longues et le renvoient vers la surface de la Terre. De ce fait, la Terre est plus chaude de 35 degrés que cela ne serait sans ces gaz. - toutes les études le prouvent, les concentrations atmosphériques de dioxyde de carbone, de méthane et de protoxyde d azote augmentent fortement. Structure de l atmosphère - Il y a plusieurs couches, chacune étant délimitée par une couche (tropopause, stratopause, mésopause): Troposphère : jusqu à 12km (baisse T avec altitude). Tous les processus météorologiques se produisent dans cette zone (sauf les nuages d ammoniac qui sont dans la stratosphère) Stratosphère : 12-50km (augmentation T avec altitude, car il y a une plus grande concentration d ozone qui absorbe les UV et qui est un GAES) Mésosphère : 50-80km (baisse T avec altitude, car moins de particules, et lieu des étoiles filantes) Thermosphère : km (augmentation T avec altitude) Inversion des températures : c est quand l air est plus chaud en altitude, soit parce que le sol se refroidit la nuit ou lors de circulation d'air froid proche du sol Les types de nuages sont classés selon l altitude (cf.f suite du cours). Il existe 3 mécanismes de précipitations : la convection (élévation d air chaud qui atteint alors le point de rosée), le soulèvement orographique (un relief oblige l air à s élever jusqu à son point de condensation) et le soulèvement frontal (rencontre de masses d air avec des T différentes : la masse chaude, moins dense, se soulève). Note : le sens des cyclones et des anticyclones change en fonction de l hémisphère : au N, anticyclone dans le sens des aiguilles d une montre, cyclone dans le sens contraire. Le vent est crée par des différences de pressions atmosphériques (provoquées elles-mêmes par des réchauffements différents): il va tjrs des hautes pressions vers les basses pressions.

3 3 - Si la terre ne tournait pas, ce mouvement serait direct. Mais comme elle tourne, il y a la force de Coriolis qui déplace l air perpendiculairement à son déplacement par rapport à un observateur au sol. Elle est proportionnelle à la vitesse de déplacement de la masse d air, et elle agit vers la droite dans l hémisphère N, vers la gauche dans l hémisphère S. Il n y a donc pas de telle force à l équateur. - C est cette force qui crée le vent géostrophique, qui est un vent qui se déplace perpendiculairement au gradient de pression. Sur terre, il y a des zones de hautes et de basses pressions : basses à l équateur, hautes aux tropiques, basses vers 60 degrés N/S, hautes aux Pôles. L air des zones de basses pressions monte et redescend dans les zones de hautes pressions, d où il part vers les zones de basses pressions. Il existe des vents spéciaux comme les Jet Streams qui sont des vents très forts en haute altitude qui se produisent lorsque les gradients atmosphériques de température sont puissants. Les Ondes de Rossby sont un courant régulier de vent d ouest en altitude. Elles se développent au front polaire (qui est une zone instable) et forment des ondes convolutives et parfois des branches descendantes. C est le principal mécanisme pour le transfert de chaleur des pôles Ces patchs d air froid créent des zones de basse pression. Les zones d air chaud entre ces ondes sont des anticyclones. Les cyclones sont la forme dominante des systèmes météorologiques aux moyennes et hautes latitudes. Ce sont de grandes masses d air en spirales, qui se forment à plusieurs reprises, s intensifient puis se dissolvent. Les ouragans (p.ex Lothar qui a tué 110 personnes et fait 11,5 miards d euros de dégâts) ont comme caractéristique un "œil" central (ciel clair et vent calme). l'air descend des hautes altitudes dans l oeil, ce qui fait que les vitesses de vent sont les plus élevées au "mur de l'œil". L air remonte ensuite par les spirales externes. 2. Origine et composition de l atmosphère a) Formation de la Terre et de l atmosphère Formation du soleil. - Des gaz et de la masse solide, grâce à leur propre gravité, se regroupent. Ceci crée une si grande chaleur qu à l intérieur a lieu une fusion nucléaire. Cela a engendré de très hautes températures qui provoquent le rayonnement du soleil. Formation de la Terre. - Des gaz et des fragments de masse solides, plus faibles que pour le soleil, se regroupent et tournent ensemble si vite qu ils ne peuvent pas être captés par le soleil. L atmosphère d autrefois comportait alors bcp de corps qui tombaient sur Terre ou

4 4 s en échappaient. De plus, des particules ou des gaz éjectés par les éruptions étaient svt projetés jusque dans l espace. D où vient l eau présente dans l atmosphère? - De l intérieur de la Terre, par dégazage (volcans, etc.). Une fois sortie de la terre, l eau a trouvé des températures inférieures à 100 O condensation et création des océans. - Au moment où ce processus s est produit, il n y avait pas d oxygène libre dans l atmosphère, mais d autres gaz qui se sont liés ensemble grâce à la pesanteur et qui ont donné l atmosphère que nous connaissons aujourd hui! Mais alors, pourquoi n y a-t-il pas eu le même processus sur la lune, Mars ou Vénus? Lune: elle n a qu une masse faible -> force de gravité faible -> tous les atomes de l atmosphère lunaire se sont échappés dans l espace -> création d un vacuum/vide (situation actuelle) Venus: elle est trop proche du soleil. La formation de l atmosphère découle du dégazage du soleil et comporte donc trop de gaz à effet de serre -> la température ne descend jamais en dessous de 100 C -> l eau s évapore -> pas d océans Mars: Sa masse est trop faible -> l eau s échappe dans l espace. Mais elle est aussi trop éloignée du soleil, donc l eau gèle. La Terre (ou l atmosphère) de jadis a pu rencontrer divers problèmes : La clarté du soleil a augmenté de 25% depuis sa formation -> sans la compensation par l atmosphère, les océans se seraient depuis longtemps évaporés. L oxygène créé par la photosynthèse s est accumulé dans l atmosphère et a dégradé en partie des gaz (comme le méthane et l ammoniaque) qui contribuent naturellement à l effet de serre. De ce fait, une trop grande dégradation de méthane marque une diminution de l effet de serre, donc la Terre a pu devenir une boule de glace. Nous voyons donc que : Si la terre était éloignée du soleil de 1% de plus -> elle serait gelée (pas d humains) Si la Terre était 5% plus proche du soleil -> trop grand effet de serre (pas d humains) Si le soleil n avait que 83% de sa masse -> toutes les planètes gèleraient aussitôt et il y aurait une accumulation d oxygène dans l atmosphère Si le soleil était 20% plus gros -> les planètes s embraseraient en très peu de temps Si la Terre n avait que 94% de sa masse -> sa couche d ozone ne serait pas assez épaisse pour résister aux rayonnements du soleil Pour les humains, la Terre n est ni trop grosse, ni trop petite, et elle a exactement le bon éloignement lorsqu elle orbite autour du soleil (ni trop grand, ni trop petit). La Terre est le seul endroit où des océans peuvent se former Histoire de l atmosphère

5 5 1. (environ 4,6 miards d années). Cette 1 ère atmosphère est composée principalement d hélium (He) et d hydrogène (H 2 ) qui étaient les éléments les plus fréquents dans l univers. Or, ils se sont échappés dans l espace. 2. Ce processus a abouti à une deuxième atmosphère, composée par les gaz résultant des fusions à l intérieur de la terre (processus volcanique). Cette atmosphère était composée de : H 2 O (80%), CO 2 (10%) & N 2 (<10 %) 3. Il se produisit alors un phénomène de dégazage continuel (outgassing). Conséquences : a. H 2 O -> nuages -> pluie (-> océans, rivières...) b. ravinement du CO 2 dans les océans c. Seul le N 2 est don resté! 4. L oxygène, lui, est assez jeune (la concentration actuelle a été atteinte il y a 100 mios d années). Il a augmenté grâce à : d. La photodissociation : le rayonnement solaire désintègre H 2 O en H 2 et O. H 2 s échappe et O + O -> O 2. Cet oxygène est suffisant pour former des plantes primitives -> photosynthèse -> formation de plus d oxygène. b) Composition de l atmosphère : Actuellement, l atmosphère est composée de : 78% d azote : converti par des bactéries en une forme utile dans les sols 21% d oxygène : produit par plantes vertes dans la photosynthèse et utilisé dans la respiration 1% d argon : inerte ; élément très stable (réagit peu avec d autres molécules) 0.035% de dioxyde de carbone : utilisés par les plantes vertes pendant la photosynthèse ; produit par respiration et combustion de combustibles fossiles 0-4% de vapeur d eau (très variable) Le reste en Néon, hélium, méthane, produit par les vaches, marécages, termites, etc. (réactifs avec CO 2 ). Il y a encore : des CFC (entièrement produits par l homme) et des aérosols (poussières et particules) L abondance de l'ozone (O3) dans la stratosphère et la mésosphère (entre 15 et 60km de hauteur) atténue le rayonnement ultra-violet. Mais comment se forme-t-elle et se décomposet-elle? Formation : photodissociation de l oxygène (1) UV + O 2 -> O + O (2) O + O 2 + M -> O 3 + M (M = molécule) Décomposition (2 manières): (a) photodissociation de l ozone (3) lumière + O3 -> O 2 + O (4) O + O3 -> 2O 2 décomposition : (b) catalytique (5) X + O 3 -> O 2 + XO

6 6 (6) O + XO -> X + O 2 on obtient donc dans les 2 cas 2x de l O 2 (note : le X peut être NO, H, OH, Cl, Br) ce processus fonctionne au maximum entre 20-30km. Causes : o > 30km: diminution de O2 o < 20km: pas suffisamment de UV-rayonnement (< 0.24μm) On différencie: - La couche d ozone stratosphérique (90% de l ozone), qui est 1ère protection vs UV ; problèmes : diminution à long terme et trou en Antarctique chaque printemps. - L ozone troposphérique (située près de la surface par photodissociation NO 2 ) (10%) ; elle a des effets toxiques sur l homme et la végétation et elle conduit au smog en milieux ruraux et urbains (voitures ). Pourquoi un trou dans la couche d ozone? Les CFC et les halons produits par l homme (interdits en 1987 par protocole de Montréal) sont des composés très stables. Ils montent lentement dans la stratosphère où ils sont détruits par les UV, libérant ainsi leur chlore par photolyse. Dans les nuages d altitudes (nuages stratosphériques) très froids, transforment les composés chlorés en chlore actif qui détruit l ozone par un processus catalytique. ce trou a lieu surtout au printemps (donc septembre-octobre pour Antarctique), quand il fait encore froid et quand il y a du soleil pour provoquer la réaction. Question: Pourquoi le trou d ozone est-il bien plus grand au-dessus de l Antarctique que de l Artcique? - Car l Antarctique est continent! Il fait donc plus froid (jusqu à -80 C), car il y a un plus fort albédo et car les terres sont plus élevées. De plus, l air est stable en Antarctique : il y a peu d échange avec les autres zones. - Cela provoque la création de nuages stratosphériques glacés -> conditions + propices pour que les gaz (CFC surtout) produits par l homme détruisent l ozone. - Au N, il manque un continent pour avoir la même chose. 3. Température, pression et humidité a) Température Déf : vitesse des particules dans un espace donné. Plus ces dernières bougent, plus la T est élevée. - Les particules de l air (molécules) sont en vibration permanente et possèdent donc une certaine énergie cinétique. La température est alors une mesure indirecte du degré d'agitation microscopique des particules - La T est une fonction de l énergie cinétique. De plus, quand la T augmente, la densité baisse (en effet, si les particules bougent moins, il y a une contraction). - À 273 C, le zéro absolu, il n y pas de mouvement!

7 7 La T est mesurée à 2 mètres du sol (1,2m aux USA). b) La chaleur Déf : La chaleur est l'énergie qui est transmise entre 2 objets uniquement par une différence de température. - La chaleur spécifique est la quantité de chaleur nécessaire pour élever de 1 Celsius (=1K) la température d'1 gramme de substance [en J/(kg*K)]. - La capacité thermique est l'énergie qu'il faut apporter à un corps pour augmenter sa température de un K [in Joule/Kelvin] La chaleur varie avec le moment de la journée et la saison, provoquant des moments de déficit et d excédent. - Lorsque le rayonnement net est positif (excédent), une surface gagne de la chaleur. La T augmente. - Lorsque le rayonnement net est négatif (déficit), une surface perd de chaleur. La T baisse. Il y a un léger décalage dans le temps entre un rayonnement net et la modification de T (ex : le max de T a lieu vers 14-15h et non vers 12h). Dans les zones rurales, les températures sont plus fraîches : La transpiration de la végétation refroidit la surface (évaporation des sols humides + transpiration = évapotranspiration) Les températures sont plus chaudes dans les zones urbaines : L'eau est canalisée, les surfaces ont tendance à être sèches Les surfaces souvent foncées (asphalte) La chaleur est stockée par les bâtiments puis libérée par ces bâtiments Îlot thermique urbain : l îlot de chaleur tend à persister toute la nuit. Des parcs peuvent réduire chaleur si le sol se refroidit la nuit et si la couverture nuageuse retient la chaleur dans l atmosphère, on peut avoir une inversion des T Altitude et température : Généralement les températures baissent avec l altitude Plus on monte, plus l écart entre les températures journalières augmente, et ce à cause de la diminution de l effet de serre à haute altitude A l échelle mondiale, les basses latitudes reçoivent de plus grandes quantités d énergie, et ce sur de plus longues période. A l inverse, les hautes altitudes ont de longues périodes de déficit circulation générale pour équilibrer

8 8 - De plus, la terre a une moins grande inertie thermique que l eau : les zones maritimes ont donc des variations de T plus faibles. La Mousson : 1. En janvier, les hautes pressions situées au dessus des terres produisent des vents secs a. L air est repoussé vers la ITCZ (zone de convergence inter-tropicale) 2. En juillet, la position de la ITCZ se déplace vers le Nord a. Les basses pressions sur le continent engendrent de vents venant de l océan ce qui apporte d importantes précipitations L isotherme est utilisé pour représenter spatialement la T : c est une ligne de même T. Il met en évidence les zones de basses et de hautes températures ainsi que les gradients de températures. - Pour les prévisions de températures, la base est 850 hpa (~1500m). Au niveau de la mer, 1013 hpa. c) La pression atmosphérique - Densité de l air : Densité = masse/volume au niveau de la mer: = ~1.2 kg/m3 - Pression atmosphérique : pression = force/surface [N/m2] La pression standard est de: 1 bar = 10 5 Pa / 1000 mbar = 1000 hpa La pression diminue rapidement avec l altitude, près de la surface. Par conséquent, un changement minime d altitude produira une modification significative de la pression atmosphérique (alpinisme). Vu que l atmosphère est maintenue par gravité, elle exerce une force sur toute la surface (pression = force par unité de surface) - Au niveau de la mer, la force est le poids de 1kg d air pour chaque m 2 La force du gradient de pression agit à angle droit des lignes isobares (90 degrés). De ce fait, le gradient de pression horizontal est beaucoup plus petit que le gradient vertical (car la pression change bcp avec l altitude)! les brises de mer et de terre découlent de la pression : - Début de matinée : calme / après-midi : brise de mer (la terre se réchauffe vite)/ nuit : brise de terre (la terre se refroidit vite) d) L eau et l humidité Les 3 états de l eau (chaleur latente libérée ou absorbée à chaque changement) :

9 9 Il y a donc 3 états : solide, liquide, gazeux. Dans l air, l eau existe sous la forme de vapeur d eau, de nuage, de brouillard et de précipitations. - Point triple: coexistence des 3 Etats de l eau en équilibre (se produit à une P de 6.11 hpa et à une T de C) - Le point de vaporisation a lieu quand : Pression de la vapeur = pression atmosphérique de hpa et T de 100 C L'humidité = quantité de vapeur d'eau dans l'atmosphère L'air chaud peut contenir beaucoup plus d eau que l'air froid L air froid sec peut être proche de 0% d humidité L air tropical chaud peut avoir 4-5% d humidité Il y a 2 façons de décrire l humidité : humidité spécifique et relative. - Humidité spécifique : Quantité réelle de vapeur d eau dans l air (en grammes d eau par kg d air (g/kg)). Elle est utilisée pour décrire la manière dont les quantités d eaz des grandes masses d air varient avec la latitude. - Humidité relative : quantité de vapeur d'eau présente dans l air par rapport à la quantité maximum d humidité que l'air peut contenir à une température donnée (en %). Elle diminue avec l augmentation de la température. Si la T baisse, l air peut devenir saturé et atteindre le point de rosée (=température de saturation). Cette humidité est donc dominante pour déterminer la condensation. L air sec est un mélange de différents gaz de composition constante Lorsqu un gaz s éparpille, son volume augmente tandis que sa pression et sa température diminuent

10 10 Ce changement de la température de l air dû uniquement à une contraction ou à une expansion est le résultat d un processus adiabatique Le gradient thermique adiabatique mesure comment température de l air varie avec l altitude Les gradients thermiques verticaux pas les mêmes pour les masses d air humides et sèches Gradient adiabatique sec : diminution de la température de l air avec l altitude de 10 C/1000m Gradient adiabatique humide (ou saturé): varie de 4 à 9 degrés C par 1000 mètres (dépend de la température, pression et quantité d eau). Il est moindre que le gradient adiabatique sec car comme la condensation de l eau libère de la chaleur latente ; la diminution de température est donc moins marquée. il faut savoir que le point de rosée évolue aussi avec l altitude, mais moins fortement (1,8 degrés/1000m). Quand une masse d air atteint le point de rosée, on utilise le gradient adiabatique humide. Foehn : Montée d air saturé sur le versant exposé au vent, plongée adiabatique sec sur le versant sous le vent température plus élevée provoquée par la libération de chaleur de condensation vent chaud. Souvent lié à : o précipitations importantes et persistantes sur le versant exposé au vent o Tempêtes sur le versant sous le vent (tempêtes de Foehn) Diagrammes thermodynamiques : C est un diagramme utilisé pour pointer les données de T et d humidité. Il s agit de définir à quelle T les nuages se forment. Diagramme de Stüve : sur l axe des x, T, sur celui des y, la pression. [Fonction de la pression p (κ=r/cp)]. Il y a des lignes pour le gradient adiabatiques secs et d autres pour le gradient adiabatique humide. Niveau de condensation par ascendance : Soulèvement forcé d une masse d air du sol Par l expansion volumique, cette masse d air se refroidit jusqu à ce que la condensation se produise Le niveau NCA donne la limite inférieure des nuages lors d un soulèvement forcé -> rs(τ) = r(t) [τ= point de rosée au sol et T= température du sol) Niveau de convection livre NCL : Soulèvement libre d une masse d air lors d une stratification thermique instable (par ex. par réchauffement du sol en été) Par l expansion volumique, cette masse d air se refroidit jusqu à ce que la condensation se produise

11 11 NCL donne la limite inférieure des nuages (Cu) par convection (jour d été) Le diagramme skew T-logp est utilisé pour analyser la structure thermique de l'atmosphère. Skew (engl) = Températures à 45 degrés de la verticale - avantage: l'énergie est proportionnelle à la superficie 4. Circulation générale et climat global a) Origine de la circulation générale : L insolation varie selon la latitude et la saison et est mesurée en unités de watts par mètre carré (Wm -2 ). De nombreux courants d air sont des réactions à cet apport en rayonnement solaire qui n est pas équilibré à la surface de la Terre (à cause de la sphéricité de la Terre) (N et S): surplus d énergie (dans atmosphère supérieure) (N et S): déficit énergétique (dans atmosphère supérieure) Il y a un transfert de chaleur des basses aux hautes latitudes afin de combler cette différence énergétique (par les courants d air et océaniques) Forçage thermique de la circulation générale : - Les mouvements de l'air atmosphérique sont donc le résultat des différences de distribution du rayonnement solaire gradients horizontaux & verticaux de réchauffement 2 mécanismes de circulation: réchauffement différentiel horizontal (excédent de chaleur dans les tropiques et déficit de chaleur aux pôles) instabilité convective (= réchauffement différentiel vertical) p.ex. le processus d orages Différences horizontales de température : Le centre de gravité de l air est tiré vers le bas (vers l air froid en bleu, vu que ce dernier est plus dense) = une (petite) partie de l énergie potentielle est convertie énergie cinétique Available potential energy (APE): Le réchauffement différentiel de l atmosphère terrestre génère donc continuellement une énergie potentielle disponible (APE) cette énergie est convertie en énergie de mouvement (énergie cinétique) (par ex. courants d air et tempêtes) L énergie cinétique sera transformée en en chaleur par les turbulences Il y a 3 cellules dans l atmosphère (note : l air chaud va tjrs de bas en haut et de gauche à droite):

12 12 - Cellules de Hadley : 0-30 Nord et Sud. Au cœur : alizés soufflent vers l équateur pour former une ceinture orageuse irrégulière : zone de convergence intertropicale (ZCIT). Du sommet de ces orages, l air s échappe vers les latitudes + hautes, d où ils plongent-> zones d anticyclones tropicaux (déserts) - Cellules de Ferrel : Nord et Sud. L air converge à basse altitude pour s élever à la frontière entre l air polaire et subtropical. Le circuit est complété par le flux qui voyage à haute altitude vers les tropiques, où il se joint à l air ascendant des cellules de Hadley. - Cellules polaires : dès 60 N et Sud. Les + petites et les Ŕ actives. L air descend aux pôles et se dirige vers des latitudes + basses en surface. la cellule de Hadley est dominante : elle suit la circulation directe. La cellule de Ferrel subit cette influence et a une circulation indirecte (l air sec descend et l air humide monte). Cf. p.8! Rôle de la vapeur d eau : libération de la chaleur de condensation La chaleur absorbée par l eau est utilisée pour son évaporation -> énergie latente transportée dans la vapeur d eau -> L énergie latente sera de nouveau libérée lors de la condensation Lors de la condensation, on passe de la chaleur latente à de la chaleur sensible Au-dessus des océans tropicaux, le gradient horizontal des températures est encore renforcé Chaleur sensible : quantité de chaleur détenue par un objet et qui peut être ressentie ou détectée au toucher Chaleur latente : chaleur qui est utilisée et stockée quand une substance change d'état, passant de solide à liquide (ou directement à un gaz) ou de liquide à gaz (par exemple évaporation de l'eau) Transfert de chaleur latente : transfert de chaleur d'une surface d'évaporation dans l'atmosphère b) Origine de la circulation générale : la rotation de la terre La force de Coriolis est une «force apparente» ; elle a un effet sur tout ce qui est en mouvement. Elle n a un effet que quand on bouge! - Hémisphère Nord : déviation vers la droite / Hémisphère Sud : déviation vers la gauche. Elle dépend de la latitude. Accélération de Coriolis = 2 x rotation de la Terre x sin (angle de latitude) x vitesse du vent : Nulle à l équateur ; moyenne à 45 ; très importante à 90 Le vent ne souffle pas directement des hautes vers les basses pressions : force de gradient de pression + force de Coriolis -> déviation vers la droite (Nord) et gauche (Sud). Sans cette force, les différences de pression seraient rapidement équilibrées. C est pourquoi des zones de hautes et les basses pressions durent des jours. Pas de circulation directe de l équateur aux pôles :!!!

13 13 - La force de Coriolis transforme les vents en direction du Nord en vents d Ouest, et ceux dirigés vers l équateur en vents d Est Le transport direct est bloqué - De plus, à cause de cette force, le vent souffle dans le sens des aiguilles d une montre dans les anticyclones, et dans le sens inverse pour les dépressions (N) Distribution mondiale des températures de l air : Les températures diminuent de l équateur aux pôles Les grandes masses de terre situées dans les zones subarctiques et arctiques sont la cause du développement de centres de températures extrêmement basses en hiver Dans les régions équatoriales, les températures changent peu entre janvier et juillet Les isothermes s inversent entre le Nord et le Sud de janvier à juillet sur les continents de moyennes latitudes et les zones subarctiques Le climat des basses latitudes est influencé par : La zone de convergence intertropicale o Circulation thermique directe o Chaud et humide Beaucoup de nuages, pluies et orages Les cyclones tropicaux o Circulation thermique directe o Création de champs de températures avec de forts gradients horizontaux/verticaux -> renforcement Climat des moyennes latitudes est marqué par une instabilité barocline : Comment l air se mélange-t-il aux moyennes latitudes? (beaucoup moins de convection et de chaleur latente) - Les tempêtes - Zones de basse pression - Ondes de Rossby / Instabilité barocline ondes de Rossby (cf. chapitre 1) c) Résumé La circulation atmosphérique transfère la chaleur des régions équatoriales jusqu aux pôles par: La circulation des cellules de Hadley, de Ferrel et polaires

14 14 Mouvements de masses d air Ondes de Rossby Cyclones tropicaux Tempêtes = turbulences -> transfert d énergie Grande capacité de transport (Dilatation + vitesse du vent!) Se produisent là où le transport est indispensable = moyennes latitudes (là où l air tropical/subtropical chaud est en contact avec l air polaire froid) Le système se réalimente de lui-même : le nouveau mélange de l air froid et de l air chaud crée des fronts chauds et froids Le vent le seul à transporter énergie aux pôles, l eau aussi => courants marins (tapis roulant global) Résumé : cascade d énergie : 1. En moyenne, la surface de la Terre est une source de chaleur (absorption du rayonnement solaire) et la troposphère supérieure est une zone de perte de chaleur (émission d ondes longues) -> Rehaussement du centre de gravité de l atmosphères 2. Augmentation de l énergie potentielle disponible (APE)= moteur de tous les mouvements atmosphériques 3. Une grande partie de l APE est libérée par des instabilités convectives 4. L autre partie est générée par le gradient horizontal de températures (basses <>hautes latitudes) 5. Circulation thermique directe -> conversion de l énergie potentielle en énergie cinétique a. Circulation thermique (ZCIT, Mousson) b. Instabilité barocline (ondes de Rossby dans hautes et moy. latitudes) c. Cyclone tropicaux (APE est produite par elle-même) 6. Friction à la surface, reliefs -> conversion en turbulences (dégâts aux bâtiments etc.) 7. Conversion en énergie de mouvements des molécules (= chaleur de friction) graphe p. 29 L eau est seulement en petite quantité dans l atmosphère, mais c est le moteur du cycle hydrologique. Pour rappel, seul 0,001% de l eau terrestre est dans l atmosphère. La quantité d eau dans l atmosphère change peu sur des durées supérieures à 1 semaine précipitations globales (P) = évaporation globale (E) (pas de pertes) Dans les zones subtropicales (anticyclones): E >> P ITCZ, mousson (tropes) & dépression extratropicale (moyennes latitudes): P > E Sur les continents: P > E (-> input pour le système fluviatile) Sur les océans: E > P Circulation générale : la vapeur d eau est transportée de la source (E > P) à l exutoire (continents). Les fleuves, l eau souterraine et les courants marins (P > E) la transportent de nouveau à la source. 4. Convection, nuages et précipitations :

15 15 Nuages : Faits de gouttes d eau et/ou de particules de glace Se forment quand l air est saturé ET qu il contient des particules (noyaux de condensation) comme de la poussière, du sable, etc. L eau peut exister à l état liquide en dessous de 0 C (supercooled) jusqu à -12 C. C est le cas par exemple dans les pluies givrantes. Formation de nuages - ce qui est nécessaire: Noyaux de condensation (petites particules: suie, aérosols, particules de sel) Air ascendant par ex: o De l air plus chaud que l air environnant -> Cumulus o De l air chaud et humide qui passe au-dessus d une couche froide -> Stratus o Quand de l air est poussé contre un relief ou une côte -> Cumulus et Stratus Pour nommer les nuages, on tient compte de 2 paramètres : la hauteur (haut cirr-, moyen alto, bas) et la forme (cumulus, stratus). Le cumulonimbus est un nuage à part car il traverse toutes les hauteurs : quand il traverse ttes les couches de la troposphère, il peut y avoir de la grêle. Les cirrus sont également spéciaux car ce sont les seuls qui sont formés de particules de glace. - Nuages hauts (7-12km) : Photo 3 Cirrocumulus Photo 2 Cirrus - nuages moyens (2-7km) : Photo 1 Cirrostratus Photo 4 Altostratus - Nuages bas (0-2km) : Photo 5 Altocumulus

16 16 Photo 6 Nimbostratus Photo 7 Stratocumulus Convection L'air chaud s'élève. Il se refroidit jusqu à la température du point de rosée => formation des nuages et dégagement de chaleur latente Cela ajoute l'énergie et augmente le mouvement vertical (updraft), ce qui peut produire des orages La chaleur est transférée dans l'atmosphère par 3 mouvements: Conduction: transfert de chaleur directement de la surface de sol chauffé vers l atmosphère Convection: transfert de chaleur par de l air chaud en déplacement dans l atmosphère Advection: transfert de chaleur par de l air chaud se mélangeant à de l air froid à proximité Niveau de convection libre (NCL) : Soulèvement libre d une masse d air lors d une stratification thermique instable (par ex. par réchauffement du sol en été) Par l expansion volumique, cette masse d air se refroidit jusqu à ce que la condensation se produise Le NCL donne la limite inférieure des nuages par convection (jour d été) cf. graph p => convection -> formation de cumulus humilis, cumulus congestus ou cumulonimbus Brouillard : = Couche nuageuse au sol ou à proximité du sol Le brouillard de radiation se forme de nuit quand la température de l air près du sol passe sous la température du point de rosée Le brouillard d advection se forme quand de l air relativement chaud passe au dessus d une surface plutôt fraîche Le brouillard marin se forme quand de l air marin frais est mis en contact avec des courants marins plutôt chauds Précipitations : 3 mécanismes : 1. Convection: cf. avant 2. Soulèvement orographique a. L air est soulevé au dessus d un relief : le changement de température modifie l humidité relative

17 17 b. Pente d interception = versant exposé au vent (plus humide) c. Versant sous le vent (plus sec) peut subir le foehn 3. Précipitations frontales (cycloniques) a. Se passent là où des masses d air de températures différentes se rencontrent : de l air chaud est soulevé le long d un front météo par de l air froid, ce qui conduit à des précipitations frontales Types de précipitations : Pluie Pluie verglaçante = cristaux de glace gelés sur une surface gelée Neige = cristaux de glace qui n ont pas fondu Grésil = cristaux de glace qui ont fondu au cours de leur chute Grêle = fusion et congélation des cristaux qui se forment dans les nuages orageux La formation de précipitations nécessite : Croissance de gouttes dans les nuages Formation de cristaux de glace -> les particules de glace agissent comme des noyaux de gel Processus de coalescence -> de grandes gouttes entrent en collision avec de plus petites et s amalgament Les précipitations se forment dans les nuages à une température bien en dessous du point de rosée, normalement à proximité du sommet du nuage. Toutes les précipitations commencent sous forme d eau gelée Si elle atteint le sol sous forme liquide -> pluie, bruine (petites gouttes) Croissance des gouttes (processus de Bergeron-Findeisen): Début: mélange de particules (cristaux) de glace et gouttes d eau sur-refroidies dans le nuage Diffusion de la vapeur d eau des gouttes vers les particules de glace -> croissance très rapide des particules de glace au détriment des gouttes Coalescence des gouttes sur les particules de glace durant la chute : accrétion Agglomération de différentes particules de glace : agrégation => Croissance très efficace et rapide des particules de précipitation Nuages Ŕ précipitations : Grêle : Grêle : sa formation est souvent en rapport avec des cellules multiples et/ou des super cellules

18 18 Composition : eau gelée avec inclusions d air. Densité ~ 0.8 g cm³ (Glace ~ 0.9 g cm³) Forme : plus ou moins sphérique, granuleuse, irrégulière. Taille : Grêle à partir d un diamètre moyen de 5mm (D < 5 mm: Grésil) - diamètre moyen ~ 1 cm Grêlon le plus lourd (documenté): 776 g, 44 cm de circonférence à Coffeyville, Kansas, 3 sept Formation de la grêle : surtout lors des (+) forts soulèvements (updrafts) des tempêtes orageuses, audessus de la limite de gel Croissance de la grêle, deux étapes : 1. Formation de grêlons embryonnaires: - Agglomération d eau sur-refroidie avec des cristaux de glace (Accrétion / recerclage) qui donnes des particules de grésil (D < 5 mm). La consistance est proche de la boule de neige, faible densité (0.2 Ŕ 0.3 g/cm³) 2. Formation des grêlons : À partir des embryons de grêlons, poursuite de l accrétion ; normalement, consistance plus dure, grande densité (~ 0.8 g/cm³) Lors du soulèvement, formation de très petites gouttelettes dans le nuage (D ~ 0.02 mm, BWER) qui sont transportées de la base du nuage à grande altitude Dans la partie supérieure, les gouttelettes sont sur-refroidies jusqu à env. -15 C: (germes de glace tombants) Soulèvement des particules de glace au bord : croissance durant la chute par impact avec des gouttelettes sur-refroidies (accrétion) Grésil, D 1 Ŕ 5 mm A: Formation des plus petits grêlons : Les particules de grésil se retrouvent à la lisière du soulèvement (soulèvement lent) croissance rapide des grêlons par accrétion. Au bord, à partir d une certaine taille, c est la gravité qui prend le dessus -> chute jusqu au sol B: Formation des plus gros grêlons: Les grêlons embryonnaires sont pris dans le courant ascensionnel et s élèvent en spirale Note : la grêle a une forte réflectivité -> cause des gros flocons : avec le courant-jet, il y a une gde énergie potentielle convective disponible Exemple de grêle : Fribourg, le 23 juillet Bilan : 300 mios de dégâts ont été causés aux bâtiments, voitures et agriculture. Pour comparaison, les dégâts dus à la grêle pour toute l année 2007 se montaient à 81 mios. - Causes : fort courant jet et forte CAPE (énergie potentielle) 5. Equilibre géostrophique et météorologie dynamique Variables météorologiques :

19 19 Le vent se développe lorsque les températures sont différentes d une région à l autre, ce qui provoque des conditions de pression dans les régions voisines. - Le vent est une variable vectorielle : il a une direction + force. a) Equations de base de la météo : 1. Equation de mouvement -> s applique au vent v 2. Equation de continuité -> s applique à la densité ρ 3. Première loi de la thermodynamique -> s applique à la température de l air T 4. Equation de conservation de la vapeur d eau -> s applique à l humidité, nuages 5. Equation des gaz parfaits (équation d état)->s applique à la pression p nous n en verrons que quelques unes Loi de conservation : tout se conserve. Ce sont toutes des lois de la conservation. 1. Dans équation de mouvement => conservation de la quantité de mouvement 2. Dans équation de continuité => conservation de la masse 3. Dans première loi de la thermodynamique=> conservation de l énergie 4. Bilan de la vapeur d eau => conservation de la masse de vapeur d eau 1) Equation de continuité (densité): dρ/dt = -ρv v on voit que la masse est conservée 2) 1 ère loi de la thermodynamique (température) : le 1 er principe de la thermodynamique dit que l'énergie est toujours conservée (changement de température = changement de pression + apport externe de chaleur). 3) L équation de Navier-Stokes (vitesse du vent) : cf. script quantité de mouvement est conservée. Dans cette équation, on trouve la gravité, la force de friction, l accélération due au gradient de pression, l accélération due à la force de Coriolis.

20 20 2 e loi de Newton : Soit un corps de masse m constante, l'accélération subie par un corps dans un référentiel galiléen est proportionnelle à la résultante des forces qu'il subit, et inversement proportionnelle à sa masse m. Quelles sont les forces qui s exercent sur une parcelle d air dans l atmosphère? Force du gradient de pression Gravité Friction Force de Coriolis Pour tous les mouvements qui ont lieu dans l atmosphère, on utilise l équation de mouvement, qui est en fait celle de Navier-Stokes vue précédemment à laquelle on ajoute 2 forces supplémentaires, la force centrifuge et la force de Coriolis. Ceci nous donne un truc pas possible. Mais grâce à l approximation hydrostatique, on obtient, pour la composante verticale, l équation suivante (accélération gravité = accélération du gradient de pression) : Δp/Δz = -ρg Δp est la différence de pression avec 1000hPa, la densité (ρ) est de 1,2kg/m 3 (au niveau de la mer pour 20 degrés) et Δz est la différence de hauteur (donc l altitude). - Ex : quelle altitude correspond à l isobare 850 hpa? - Δp= = -150hPa = -1,2*9,81* Δz Δz = 1274m Pour la composante horizontale, on utilise la force de Coriolis. On dit que l accélération de Coriolis=accélération du gradient de pression (car elle est proportionnelle à la vitesse du vent). Le vent géostrophique est parallèle aux isobares. Mais : Influence de la friction : La friction réduit la vitesse du vent et donc la force de Coriolis Comme le gradient de pression reste le même, un vent se développe en partant de la faible pression A cause de la friction, le vent tourne en hauteur dans le sens des aiguilles d'une montre (dans la couche limite planétaire) La vitesse du vent dépend donc de : gradient de pression (dépend de l écart entre les isobares) force de Coriolis (dépend de la latitude) friction (il y a une différence entre terre et mer) la force centrifuge due à la courbure de la trajectoire de l'air Vorticité = force du tourbillon Le développement et l'effondrement des tempêtes sont fortement liés à l'augmentation et à la diminution du tourbillon, de la vorticité.

21 21 Un changement positif du tourbillon provoque une augmentation de la basse pression (spin up); négatif un affaiblissement (spin down); vice versa pour la haute pression. Cette vorticité est utile pour les systèmes rotatifs, ce qui crée des tempêtes. la vorticité est définie comme la rotation de la vitesse : ζ= δv/δx Ŕ δu/δy Le cisaillement, lui, est la rotation des vents horizontaux autour de leurs axes verticaux (cf. script). Le tourbillon absolu : rotation de la Terre + rotation due au mouvement relatif à la rotation de la Terre. ζ a = ζ + f Les Jet-streams se trouvent prés de la tropopause, ~200 hpa. «contrôlent» les systèmes de basse pression peuvent «générer» des systèmes de basse pression (à travers le cisaillement + divergence) ont une très grande vitesse : p.ex. au-dessus du C des USA, certains peuvent atteindre 75 m/s. sont utilisés par avions, voyage en ballon pourquoi y a-t-il des jet-streams? - Δp = -ρgδz On voit que plus la densité est grande (donc plus l air est froid), plus la pression diminue avec l altitude. On a aussi une augmentation du vent géostrophique avec l altitude : de ce fait, les vents avec la plus grande vitesse se trouvent près de la tropopause. Systèmes de pression dynamiques : Convergence en altitude -> divergence à la surface -> haute pression à la surface Divergence en altitude -> convergence à la surface -> basse pression à la surface cf schéma script 6. Dépressions, anticyclones et fronts : Les dépressions sont les formes dominantes des systèmes météo des moyennes et hautes latitudes. Une zone dépressionnaire a aussi une expansion verticale -> important d observer les cartes météo aussi en altitude. a) Niveau de pression géopotentiel La pression est définie par l équation suivante : p = ρ R T (ou R est une constante) Niveau de pressions non planes La hauteur d'une surface de pression au-dessus du sol est une fonction de la température : Si les températures des deux colonnes d air sont égales, le niveau de pression sera situé au même niveau dans chaque colonne.

22 22 Si l on réchauffe une colonne et refroidit l autre colonne, l air froid (plus dense) se contracte et l air chaud (moins dense) se dilate -> les surfaces de pression qui en résultent sont plus à la même hauteur (une est plus haute que l autre)! ex. de niveaux moyens de pression : à 0m, la pression vaut 1013hPa et la T 15 o, à 100m, c est 1000hPa et 14 o, à 1500m, c est 850hPa et 5 o, à 5000m, c est 500hPa et -20 o. Le géopotentiel : L altitude d un niveau de pression s appelle le géopotentiel. Tout comme une carte topographique, il est possible de produire des cartes de géopotentiel. L analyse du géopotentiel sert à localiser les crêtes ou dépressions qui sont les équivalents en altitude des cyclones et des anticyclones à la surface Comme pour les isobares, on parle d isohypse = ligne de même géopotentiel dans un niveau de pression (ex. 500 hpa) b) Développement de systèmes de basse pression : Une activité frontale se produit là où des masses d air de températures différentes se rencontrent : de l air chaud est obligé de s élever au dessus d une masse d air froid le long d un front météo. Naissance classique d une dépression au dessus de l Atlantique: De l air chaud et froid se heurtent à un front polaire -> formation de petites ondes -> Rotation Autre mécanisme (Mer Méditerranée): - La formation d ondes (=naissance d une dépression) est aussi possible par des reliefs dépression sur le versant sous le vent - Les limites des masses d air sont influencées par les Alpes ou l Atlas -> L air entre en rotation -> formation d une dépression! Mécanisme: (1) Apport d air chaud -> (2) Baisse de pression (3) Si cela s étend suffisamment : influence de la force de Coriolis -> (4) Rotation (5) Si l apport d air chaud se poursuit -> équilibre de vent de gradient (Force de gradient de pression= force de Coriolis+ force centrifuge) => Condition: la perturbation initiale doit avoir une taille minimale (en moyenne, env. 100km) Les 4 stades d un système de basse pression :

23 23 Les systèmes de basses pressions sur le globe : Basse pression extratropique (dépression) Cyclones tropicaux Onde d Est [Easterly waves] qui peuvent aussi se trouver dans les Tropiques On a vu que les tempêtes naissent dans les zones à fort contrastes de T. Dans l hémisphère Nord, les continents sont beaucoup plus froids que les océans-> Contrastes de température -> Plus fortes zones dépressionnaires (tempêtes d hiver) Les ondes dépressionnaires ont tendance à se former dans certaines zones et à emprunter les mêmes trajectoires - Les ondes dépressionnaires des moyennes latitudes ont tendance à voyager vers l Est - Les cyclones tropicaux, eux, se dirigent plutôt vers l Ouest explication : les zones dépressionnaires se déplacent avec les courants situés en altitude (vents d ouest aux moyennes latitudes, alizés aux Tropiques) Dans les Tropiques, les dépressions sont plus faibles, sous la forme d ondes d est (easterly waves) - Une forme classique d un système météo tropicale est une zone de basse pression faible (creux barométrique) se déplaçant lentement dans la ceinture d Alizés - Les easterly waves peuvent aussi être à l origine des ouragans c) Les fronts : Qu est ce qu un front? o C est une limite des masses d air, une zone de transition (Coin dans les isobares!) o À la surface, il est lié aux changements météo Zone frontale: km!! Pas une limite nette! Types de front: o Front chaud : De l air chaud monte le long d une masse d air froid, ce qui entraîne

24 24 la formation de nuages (par condensation) et des précipitations o Front froid : De l air froid pénètre rapidement dans de l air chaud stationnaire et le force à s élever le long d un front froid raide. Cela entraîne la formation de nuages et des précipitations (souvent des orages violents) o Dans un front occlus, un front chaud est rattrapé par un front froid. L air chaud est propulsé vers le haut et n est plus en contact avec le sol (cf. p.30-32) Que se passe-t-il au passage d un front? - La pression diminue et des vents du S apparaissent. - La pression remonte ensuite et création de vents d O et de nuages - Enfin, la pression chute fortement et l on a de forts vents du N avec des pluies Cyclogenèse : résumé Contrastes de températures au sol (= front stationnaire) Contrastes de température et d humidité en altitude Les Jet streams divergent -> convergence au sol Les creux le long du jet stream se déplacent au dessus d un front stationnaire au sol -> circulation cyclonique ->de l air chaud subtropical se dirige vers le pôle (vers le NE), de l air polaire froid se dirige vers l équateur De l air chaud et humide est soulevé au dessus d air froid et sec (= front chaud) -> diminution de la pression dans le secteur chaud De l air froid s insère sous l air chaud dans la dépression -> = front froid Après l occlusion -> il n y a plus de réserves d énergie -> la dépression s annule Il y a aussi des différences saisonnières : la force de la dépression dépend, entre autres, du réservoir original d énergie il y a des contrastes de température au front En hiver: de l air polaire vient, entre autres de l Amérique du Nord (continent) -> très froid en comparaison avec l air plutôt chaud des océans subtropicaux (presque aussi chaud qu en été) -> + de dépressions océaniques en hiver! Autre origine: influence d air stratosphérique très froid Effets d une aggravation potentielle = tempêtes!! Des processus qui peuvent augmenter les dépressions et créer une tempête: 1. Par la formation continuelle de nuages et de précipitations, de l énergie latente est libérée aux deux fronts -> apport d énergie pour les vents rotationnels -> Plus la masse d air est humide et chaude, plus la dépression est importante! 2. Advection de tourbillon positif 3. Divergence en altitude 4. Interaction de la dépression avec le courant-jet Définition d une tempête : Déplacement d air d une grande intensité dans l atmosphère (v > 17m/s, Bft 8-12) Dans les rafales, le vent peut être 2x + fort qu en moyenne Les vents sont plus violents sur la mer (1.6 x + forts) que sur les continents (friction!) -> Les zones côtières sont + exposées aux tempêtes Sur terre, la force du vent peut être très différente, notamment à cause de l orographie (->Alpes)

25 25 Exemples : Ouragan Anatole ( ) qui a fait 20 morts. Il s agit d une rencontre d un système de basse pression avec le maximum de tourbillon 7. Orages et tornades : Les orages sont d intenses tempêtes convectionnelles (dues à la convection) associée à des cumulonimbus massifs. Ils peuvent occasionner d intenses pluies, grêle, tonnerre, éclairs et forts courants descendants (microbursts) ce qui peut s avérer dangereux. Formation De l air chaud s élève -> se condense -> Cumulus -> toujours plus d air monte (libération de chaleur latente) L air chaud montant est bloqué par la tropopause (=couvercle) -> forme d enclume (Cirrus). Un orage paraît différent si on le voit d en bas ou de loin! L énergie ne peut être transportée plus haut -> décharge par éclairs, pluie et vents violents La montée est induite par le réchauffement du sol (orage de chaleur), soulèvement orographique ou convergence au sol (par ex. à un front) Foudre : Éclair: décharge électrique entre deux secteurs de charge différente Formation: a lieu dans les nuages convectifs mixtes (eau/glace) d altitude Tonnerre: onde de choc de l air expansé (adiabatique) Paramètres physiques : - Dia : 15cm - Taille : 5 km - T = degrés Celsius - Durée : ms Conditions pour la formation d orages: Teneur plus haute d humidité de l atmosphère -> Libération de chaleur de condensation

26 26 stratification instable au-dessus de la NCL -> ascension de l air chaud déclencheur de l initiation de la convection -> Soulèvement jusqu au niveau de condensation Vent horizontal -> faible/ fort / cisaillement vertical du vent a) Orages unicellulaires : Les orages unicellulaires se forment durant les mois d été, l après-midi et en soirée Fréquence: relativement fréquents durant les mois d été Durée de vie jusqu à env. 1 h, étendue 2 Ŕ 10 km Condition environnante: faibles vitesses de vent, cisaillement vertical minimal ce type d orage a une croissance verticale sans dévers latéral et une enclume symétrique Stades des orages unicellulaires 1) Stade de Cumulus: développement - Fort courant ascendant [updraft]: l air chaud s élève. - Aspiration dans le nuage d air environnant humide (il aspire de l air par le bas : c est ce qui arrive p.ex. sur les lacs en fin d après-midi quand on veut rentrer au port) - on obtient un nuage mixte (glace-eau) avec du gel dans la partie supérieure. - début de la formation de précipitations. 2) Stade de maturité: point culminant - Formation de précipitations, les particules de glace tombent sur le sol. - Courant descendant [downdraft] - Formation d une enclume symétrique 3) Stade de dissipation: destruction - Le courant descendant annule le courant ascendant (la pluie détruit le mvt ascendant du vent) -Les nuages sont séparés de la source : fortes précipitations, mais le nuage n est plus alimenté en air humide. b) Orages multicellulaires

27 27 Dans les orages multicellulaires, il y a plusieurs cellules orageuses sous forme de «cluster» - Cluster : nuage formé de 2 à 20 cellules différenciées. Il s agit d un complexe de plusieurs orages unicellulaires, mais on le voit comme un seul orage depuis l extérieur. Ces nuages ont une durée de vie plus grande : jusqu à 1 jour (une seule cellule ~ 1 h) - extension spatiale ~ km - Formation : plutôt l après-midi, à proximité d un creux barométrique en altitude et/ou de soulèvements dus à la topographie condition environnante : il faut un (faible) cisaillement vertical du vent horizontal augmentation de la vitesse du vent avec l altitude. En effet, grâce à cette vitesse différente, l updraft et le downdraft ne se font pas au même endroit : ainsi, la pluie ne détruit pas le vent ascendant et l orage peut tjrs être alimenté en air humide. C est donc un système qui s alimente soi-même. Les stades des orages multicellulaires : - Stade de Cumulus (cellule 1) - Stade de maturité (cellule 3) - Stade de dissipation (cellule 5) Les cellules se développent de la même manière qu une cellule unique; durée de vie ~ 1 h effondrement continuel et formation continuelle de nouvelles cellules indépendantes sur les flancs du Cluster - Au début, on a le développement de 2 cellules. La cellule 1 arrive au stade de maturité, et son courant descendant provoque un «front de rafales» au sol. Ce dernier passe sous la cellule 2 et agit comme catalyseur pour le dév. de cette dernière. - Ensuite, la cellule 1 est séparée de l air chaud et humide et commence à s effondrer, alors que la cellule 2 arrive à maturité, créant des vents qui aide au dév. d une 3 ème cellule, etc. - Note : le front de rafale est responsable du soulèvement de l air chaud devant un front froid. cette suite de cellule donne l impression que le nuage se déplace de travers : le vecteur de déplacement est la somme du vecteur vent et du vecteur de développement des nouvelles cellules en moyenne, déviation de 30 degrés par rapport à la direction moyenne du vent Potentiel de danger des orages multicellulaires: - Tempête de rafales due au courant descendant et du front de rafales qui en résulte au sol - Fortes précipitations : importantes précipitations sur une large zone à cause de la large extension spatiale du complexe multicellulaire. -> Danger de crues - Si le complexe ne progresse que lentement ou reste stationnaire, la somme des précipitations reçues localement peut-être très importante. Ŕ> Danger de laves torrentielles et de coulées de boue - Grêle - Foudre Squall Lines ou ligne de grains:

28 28 - = Ligne d orages isolés qui se déplace avec le vent moyen de l atmosphère. C est une convection de haute altitude, souvent suivie d un domaine de précipitations stratiforme (MCS). Durée de vie : plusieurs heures Etendue: jusqu à plusieurs centaines de km de long, large de quelques km (car convection) Généralement, il s agit d une partie d un cyclone extratropical, en relation avec un front froid, un front en altitude ou avec la ligne de convergence. Ils se forment généralement à l avant ou le long d un front froid. - Ainsi, le front froid les alimente en humidité, en mouvements ascendants et en instabilité. Condition environnante : cisaillement vertical du vent (cisaillement de vitesse) nécessaire! Il existe aussi des grains en arc ou Bow echo : c est le résultat de l étalement d une poche d air froid isolée située à l avant d un orage ou d une ligne d orages. Ici, les orages ne se mettent pas en ligne, mais s étalent. - c est un indice pour de fortes vitesses de vent au sol, qui causent normalement d importants dégâts. Dangers des squall lines: - Sur des domaines étendus, on a localement de fortes précipitations, et donc un danger d importantes crues. -> si le le front ne progresse que très lentement : très fortes précipitations -> si des cellules orageuses se déplacent le long de la ligne de grain (front d entrainement): on peu avoir des précipitations particulièrement importantes, laves torrentielles - Tempête de rafale due au front de rafales -> très hautes vitesses de vent (jusqu à180 km/h) -Dans de rares cas, des tornades peuvent se produire lors du développement d un grain en arc [bow echos] -Grêle -Foudre important potentiel de danger - Ce potentiel de danger peut être réduit par la réalisation de prévisions sûres c) Orages supercellulaires Les orages supercellulaires sont des tempêtes orageuses de la plus grande intensité. - Il s agit d un complexe unique, comme les orages unicellulaires -> courants ascendants et descendants sont couplés - Extension de 10 à 50 km, ~ heures - Caractéristiques: forte rotation de l air ascendant et une seule cellule complète -> longue durée de vie. De plus, ils ont tendance à se séparer.

29 29 Condition : cisaillement de la vitesse et de la direction du vent horizontal C est au centre du complexe que l on trouve les pluies et la grêle les plus fortes. Ex. d un tel orage : le 23 juillet 2009 en Suisse. d) Tornades : colonne d air qui est en contact avec le seul et dont la vitesse de rotation est importante, ce qui cause d énormes dégâts. C est un tourbillon de petite dimension mais de forte densité. - Apparition: en lien avec des orages supercellulaires, des Squall Lines ou des bow echo - Diamètre: entre 50 m et 800 m - Vitesses de vent : 62 à 514 km/h -> = Rotation + vitesse de déplacement - Observable au début du développement : Tourbillon de poussière au sol ou tube nuageux descendant depuis le couvert nuageux On peut aussi avoir une tornade sans tube nuageux, le tube nuageux ne doit pas obligatoirement atteindre le sol - Pression: Dans les tornades, la pression peut être extrêmement faible, jusqu à 50 hpa inférieure à la pression environnante - cycle de vie: varie de quelques secondes à 30 minutes (à de rares occasions, elles peuvent vivre plus d 1 heure) Formation et développement d une tornade : - les tornades se développent très svt à l avant ou aux bords d un front froid, au contact entre une masse d air chaud et humide et une masse d air froid et sec. La couche d air humide est alors limitée aux basses couches de l atmosphère, surmontée par une mince couche d air stable. L air au-dessus est sec et instable. - Dans un 1 er temps, la mince couche d air empêche les courants ascendants. Quand l énergie de ces derniers devient trop forte, ils brisent la couche et entrent violemment dans la couche supérieure, donnant naissance à des cellules convectives maintenues par les courants ascendants. Forte rotation du courant ascendant en altitude (wall cloud) - Le flanc arrière du courant descendant commence à s enrouler dans le courant ascendant. Le courant ascendant est alors séparé de l air chaud.

30 30 - Conséquence: l air chaud s élève plus rapidement que l air au sol étirement intense Comment se crée alors le tube nuageux? - Des grandes vitesses de rotation, il en résulte une plus faible pression atmosphérique dans la tornade (équilibre cyclostrophique : force centrifuge + force du gradient de pression). La force du gradient de pression est très forte. - Au sol: il y a une force de friction supplémentaire. -> Composante de vent au sein du tourbillon -> Des objets sont aspirés dans la tornade et tourbillonnent -> Actuellement, pas possible de faire des prévisions précises pour l apparition des tornades. En effet, la résolution spatiale du modèle est insuffisante et on ne connaît pas assez les processus physiques. Mais on peut faire des prévisions approximatives basées sur l extrapolation par rapport aux observations. En CH aussi, il y a des tornades : 6 entre 1970 et 2008, contre 653 en DE dans le même temps. Pourquoi une telle différence? - la densité de population est élevée dans la plaine d Allemagne du N : de ce fait, les tornades sont plus facilement remarquées (en effet, c est svt le problème pour répertorier les tornades : les tornades non observées, parce que la région est peu peuplée, ne sont svt pas répertoriées). - Le territoire est plus plat - Les T sont plus élevées la distribution des tornades est dépendante des observations Les tornades sont le plus fréquemment observées aux USA (1100 par année), mais la proportion de tornades fortes et faibles est la même qu en Europe il est faux de croire que les tornades sont plus fortes aux USA - Les tornades sont classées par l échelle de Fujita (F0 à F5) - Les tornades se forment le plus svt en fin d après-midi. 8. Les cyclones tropicaux Il y a diff. noms suivant le lieu : - Ouragans dans hémisphère Ouest - Typhons dans Pacifique Ouest en Asie - Cyclones dans l Océan Indien (pas en Amérique du Sud, car mer trop froide à l ouest et à l est, les cyclones meurent en arrivant vers côtes) Le cyclone tropical est la tempête la plus puissante et la plus destructrice de l hémisphère Ouest Définitions : Dépression tropicale = (< 64 km/h ou 17 m/s)

31 31 Tempête tropicale = (64 Ŕ119 km/h ou m/s) Ouragan/Typhon = (> 119 km/h ou 33 m/s) = Bft 12 a) Formation des ouragans: L ouragan a comme caractéristique centrale un Œil (ciel clair et vents calmes). L air y descend des hautes altitudes, donc les vitesses du vent chaud sont les plus grandes au mur de l œil» [eye-wall]. La spirale des vents vers l extérieur engendre des vitesses élevées de vent. Conditions essentielles pour la formation: 1. Une cellule d origine: il doit y avoir une perturbation à grande échelle, généralement dans le creux d une onde d Est. Cette perturbation a lieu à l équateur (cf. schéma) et est incluse dans structure de grande échelle : les Easterly Waves, qui vont des tropiques à l équateur. On appelle cette cellule d origine la tropical cloud cluster. Un cloud cluster est un rassemblement de nuages : ces rassemblements se passent chaque jour, mais on n a pas tjrs un ouragan. - Couvert nuageux convectif de haute altitude avec, partiellement, de forts orages. En effet, dans les cloud clustern se concentrent les effets de convergence de la ZCIT Conditions spéciales, dans lesquelles une perturbation (se déplaçant d E en O) se développe - 1 ère condition : température de la surface de l océan doit être >26-27 o C. C est de cette T que l ouragan puise son énergie. Suffisamment de vapeur d eau doit être évaporée pour pouvoir être aspirée dans la tempête Par la condensation, plus de chaleur latente est libérée, et donc, plus de vapeur d eau est mise à disposition plus la tempête peut devenir violente - 2 e condition : distance à l équateur :

32 32 À l équateur, il n y pas de force de Coriolis (de vorticité). Eloignement de l équateur minimal de 4-5 degrés de latitude Formation à proximité de l équateur (Température), mais pas trop proche (Coriolis) - 3 e condition : la vorticité environnante relative doit être positive : Vorticité absolue = vorticité relative + vorticité planétaire Comme dans les tempêtes extratropicales, la vorticité positive (cyclonique) alentours renforce le développement de la tempête - 4 e condition : faible cisaillement vertical du vent : Un important cisaillement du vent séparerait l air ascendant du ravitaillement en air chaud et humide. Mais il en fait quand même un peu pour permettre au ce ravitaillement. - 5 e condition : stratification instable : Les masses d air peuvent, après avoir atteint le niveau de condensation, arriver dans des couches atmosphériques élevées -> c est important pr l initialisation de la convection haute (d altitude) - 6 e condition : atmosphère humide : pas de nuages dans une atmoshère sèche!! - 7 e condition : une influence renforçant la tempête dans la troposphère supérieure : Le mouvement vertical se termine en un écoulement dans la tropopause -> si cet écoulement est favorisé, alors le mouvement vertical et donc la tempête sont renforcés Processus de formation : - Grâce aux Easterly wave, le Cloud Cluster a déjà une vorticité cyclonique (= se tourne facilement) Quand il arrive au dessus d une eau + chaude (> 27 C), le tourbillon aspire + de vapeur d eau, car l air chaud peut contenir + d humidité -> formation de cellules de convection se renforcent -> La circonférence de «succion» augmente -> + de convergence = + de vorticité -> la pression chute à cause du fort réchauffement - Ouragan = tourbillon chaud avec une pression interne faible, qui renforce régulièrement l effet d aspiration et la vorticité et qui, donc, diminue encore la pression interne

33 33 Trajectoire : les ouragans se forment à l est de l Afrique, puis se dirigent vers l Amérique centrale avant de longer la côte des USA pour les plus tenaces. En fait, le chemin suit les T de la surface de l océan : la saison des ouragans dans l Atlantique va d ailleurs de juin à novembre. - Il y a 6 régions où les ouragans émergent svt. Caractéristiques: - Diamètre avec un mouvement cyclonique : 2000 km - A l intérieur: bandes de pluie + vents destructeurs (env. 400 km). Mais la répartition de ces vents n est pas symétrique autour de l œil. - Vitesse : 20km/h (de déplacement) - Pression atmosphérique : Les variations de la pression de l air sont normalement très faibles dans les Tropiques (+/-3 hpa) Dans un ouragan, la pression centrale peut tomber en dessous de 900 hpa! - Conséquence : raz-de-marée. 1 hpa = env. 1 cm -> sur l océan env. 50 cm Près de la rive, des vagues se forment -> + que 6 m possible! En outre : vent en direction des côtes -> aussi des raz-de-marée De basses pressions, de forts vents ainsi que la forme de la baie peuvent avoir pour conséquence une montée soudaine du niveau de l eau (storm surge). Pour Katarina, le niveau de la mer est monté de 60cm. Autres dégâts possible : Inondations (près côtes), destructions de maisons (vent) glissements massifs de terrain (montagnes), comme avec Mitch (1998) au Guatemala ou au Honduras, qui a fait morts. L échelle Simpson-Saffir mesure l intensité des cyclones tropicaux. - Catégories : 1-5 -> classé selon la pression au centre, la hauteur de vagues (storm surge) et la vitesse moyenne du vent Catégorie Pression centrale Storm Surge (m) Vitesse du vent (m/s) (hpa) 1. Faible > Modéré Fort Très fort Devastateur <920 >5.6 >69 - On tient aussi compte des dommages : 5 catégories aussi (cf. script) Ex. d ouragans : l ouragan Katarina a été l ouragan le plus cher de l histoire avec 80 miards de $ de dégâts. Il y a un débat au sujet des ouragans : le nombre augmente-t-il ou pas? Non, on assiste plutôt à une intensification des ouragans qui sont plus forts en moyenne.

34 34 - On essaie également au début de chaque saison de prévoir si l année sera tranquille ou pas : on peut faire cela grâce aux T de l océan. Ex : 2006 fut une faible année pour les ouragans à cause d El Nino. 9. Introduction aux sciences du climat : météo: les conditions de l atmosphère à un certain endroit (ex : T le dimanche 23 janvier à midi à Fribourg). climat: moyenne (svt sur 30 ans) pendant de longues années et variabilité de temps = statistique du temps changements climatiques = changement de statistique événements particuliers, uniques de météo changement climatiques (valeurs moyennes) Les médias confondent svt Statistiques de la météo : Valeurs moyennes de températures et de précipitations Valeurs moyennes de l énergie et la matière - Comme toute l énergie provient du Soleil, nous devons d abord étudier les valeurs moyennes de l input et de l output de radiations au sommet de l atmosphère - Nous pouvons alors analyser l équilibre énergétique global de l atmosphère, l océan et la terre. Alors, nous pouvons analyser les différences observables de ces valeurs moyennes depuis l industrialisation et dans le futur (changements climatiques) Le changement climatique (selon l IPCC, Intergovernmental panel on climate change) = modification de l état du climat identifié comme un changement de valeur moyenne et/ou variabilité des propriétés, qui persiste durant une longue période, typiquement sur des dizaines d années ou plus. Il fait référence à tout changement du climat dans le temps, qu il soit dû à des variations naturelles ou qu il résulte de l activité humaine. - Est différent de la définition des Nations Unies pour qui le changement climatique est une modification du climat qui est directement ou indirectement lié à l activité humaine. On peut reconstituer le paléoclimat à partir de l analyse isotopique de carottes de glaces de l Antarctique, ce qui montre qu il y a eu par le passé des périodes de réchauffement. - Origines de ce changements: fluctuations de la «constante» solaire, orbite de la Terre, diminution de l ensoleillement (volcans), modification de l absorption des ondes longues (gaz à effet de serre) Causes naturelles de l évolution du climat : changements de la révolution de la Terre autour du soleil: échelles de '000 ans (les cycles Milankovitch) -> glaciation, déglaciation le soleil : changements de l activité solaire à des échelles de 11, 22, 78, 208,1500 et 2500 ans

35 35 les volcans : gaz et aérosols dans l atmosphère -> changement du climat sur des échelles temporelles relativement courtes (anthropique): renforcement de l effet de serre Radiations électromagnétiques : (mesurées en micromètre) - Tout objet dont la température est > -273 C (zéro absolu, 0 Kelvin) émet des radiations - Les objets les + chauds émettent + d énergie dans les ondes les + courtes (soleil!) - Le soleil Ŕ chaud Ŕ émet des radiations dans les ondes courtes (ultraviolet, visible et des infrarouges de courtes longueurs d onde) - La Terre Ŕ froide Ŕ émet des radiations dans les ondes longues (infrarouge) Ŕ Une grande partie de ces radiations est absorbée par l atmosphère terrestre avant de s en échapper (CO2) a) Système énergétique global : Insolation sur le globe terrestre : - Les radiations solaires reçues (Watt par m 2 ) varient selon la latitude et la saison - Albedo = pourcentage de radiations solaires (ondes courtes) qui est réfléchi - Neige fraîche = 85-95% - Sable sec = 35-40% - Forêt tropicale = ~13% - Albédo moyen de la Terre = ~30% Il y a diff. mouvements dus à l albédo : ex. del Ice albedo feedback effect (+ froid, + de neige, + de lumière réfléchie, + froid ) Bilan énergétique global de l atmosphère et de la surface - la température de la Terre est + élevée qu elle ne devrait l être si l on considère les quantités de radiations qu elle reçoit du soleil - La raison de ceci est que le rayonnement d ondes longues est absorbé et ré-émis en direction de la Terre par les gaz de l atmosphère (= réflexion, counter radiation). Plus la surface de la Terre est chaude, plus elle émet d ondes longues. 100% de radiations solaires au sommet de l atmosphère - Sous un ciel dégagé, 80% de l insolation peut atteindre le sol -Sous un ciel couvert, seuls 45 à 10% de l insolation est susceptible d atteindre le sol - une grande partie des radiations ultraviolettes (UV) est absorbée, en particulier par l ozone (O3) - 49% de l insolation est de la radiation directe, 31% est reflétée, 20% est absorbée par l atmosphère. - 22% de l insolation est dispersée par l atmosphère (nuages) et arrive éventuellement à la surface comme radiation diffuse. 31% est reflétée et 69% absorbée Flux d énergie depuis et vers la surface

36 36 la surface émet 114 de rayonnement d ondes longues. 102 est absorbé par l atmosphère. - De plus, la terre émet 30 de chaleur sensible et latente, tandis que l atmosphère reçoit 20 de la part du rayonnement solaire, ce qui fait 50 de gain d énergie. Additionnés aux ondes longues, cela donne 152! L atmosphère réémet alors cette énergie, 95 partant vers la surface (counterradiation), 57 vers l espace. L effet de serre : Les gaz à effet de serre sont le dioxyde carbone (CO2), l ozone (O3), la vapeur d eau (H2O), le méthane (CH4) et les CFC. pas d influence sur les ondes courtes, mais ils absorbent les ondes longues et les réémettent en direction de la Terre (counter radiation) la terre est + chaude (de ~35 degrés) qu elle ne le serait sans ces gaz à effet de serre Si la concentration de ces gaz augmente -> l absorption des radiations des ondes longues et le pourcentage de counterradiation augmentent -> élévation de la température de surface L effet de serre anthropogénique ou effet de serre additionnel: Nous savons que les gaz à effet de serre émis par l homme augmente l absorption des ondes longues et contribuent au réchauffement de la planète. Mais cette augmentation peut activer d autres mécanismes. Voici des ex, : - + d air humide + de nuages + de réflexion des ondes courtes (-> negative feedback) - + de nuages + d absorption des ondes longues (-> positive feedback) - + d aérosols + de réflexion directe du rayonnement des ondes courtes (->negative feedback) - + d aérosols plus de nuages (+ de noyaux de condensation) -> on ne sait pas si l effet est positif ou négatif Attention : L effet de serre naturel effet de serre additionnel (anthropogénique) - Contributeurs à l effet de serre naturel : Vapeur d eau (H 2 O): 62%

37 37 Dioxyde de carbone (CO 2 ): 22% Ozone proche du sol (O 3 ): 7% Protoxyde d azote (NO 2 ): 4% Méthane (CH 4 ): 2.5% Masse totale de ces matières dans l atmosphère < 1% - Effet de serre additionnel : = Modification par l Homme de la concentration des gaz ayant une influence sur le climat depuis le début de l ère industrielle CO 2 1 le potentiel d effet de serre (280ppm avant industrie, 385 ppm ajd) CH 4 25 le potentiel d effet de serre (730 ppb avant, 1774 ajd) N 2 O 298 le potentiel d effet de serre (270 ppb avant, 319 ajd) FCKW 5200 le potentiel d effet de serre (0 ppt avant, 538 ppt ajd) L efficacité de chacun des gaz à effet de serre dépend de l état de saturation de leur bande d absorption (pas du tout saturée pour les FCKW, assez saturé pour le CO 2 ) et de leur durée de séjour dans l atmosphère l homme a renforcé l effet de serre par la combustion d énergies fossiles Leur contribution à l effet de serre : dioxyde de carbone CO 2 : 60.2% Methane CH 4 : 19.8% Protoxyde d azote N 2 O: 6.2% gaz fluorés [CFC]: 2.9% Durée de vie de ces gaz dans l atmosphère : CO 2 : ans CH 4 : 12 ans CFC : 45 - > 5000 ans (dépend des types de CFC) N 2 O : 114 ans O 3 : très court, se forme et est détruit continuellement (concentration = équilibre) Aérosols : Ensemble de particules solides ou liquides en suspension dans l air, dont la taille varie de 0,01 à 10μm et qui séjournent dans l atmosphère plusieurs heures au moins. Ce sont des particules (ex. suie) ou gaz (ex : dioxyde de souffre), qui se transforment par oxydation en aérosols. La plupart proviennent des processus de combustion mais sont aussi créés naturellement par les vents à partir du sol ou de la mer (sel de mer). Effet direct : effet de refroidissement par la réflexion et la dispersion du rayonnement d ondes courtes Effet indirect : agissent comme noyaux de condensation pour les nuages -> mais: l importance de cet effet n est pas certaine Le forçage radiatif positif

38 38 = différence entre l'énergie radiative reçue et l'énergie radiative émise par un système climatique donné. Un forçage radiatif positif tend à réchauffer le système (+ d'énergie reçue qu'émise), alors qu'un forçage radiatif négatif va dans le sens d'un refroidissement (+ d'énergie perdue que reçue). La condition pour un climat stable est un bilan énergétique équilibré (= équilibre entre l énergie reçue du soleil et l énergie émise par la Terre). La somme de tous les facteurs qui modifient cet équilibre, donne le forçage radiatif. Si le forçage radiatif est positif, le système climatique cherche un équilibre avec des températures + élevées (-> rayonnement d ondes longues + important) Aujourd hui, le forçage radiatif est principalement positif. Toutefois, l influence des aérosols sur un renforcement de la formation des nuages avec un effet de refroidissement est, pour le moment, très difficile à estimer Résumé (IPCC): Avec un degré de certitude élevé, on peut dire que l effet global des activités humaines depuis 1750 a été le réchauffement. Le taux d augmentation du forçage radiatif des gaz à effet de serre durant l ère industrielle n a pas connu de précédent durant les dernières années. La contribution humaine aux aérosols a un effet de refroidissement (directement par la réflexion des ondes courtes et indirectement par la formation de nuage ayant un fort albédo), mais ceci reste la plus grande incertitude dans le forçage radiatif. Les aérosols influencent également la durée de vie des nuages et les précipitations On estime que les changements dans le rayonnement solaire depuis 1750 ont causé un forçage radiatif de [+0.06 to +0.30] W m Les changements climatiques :

39 39 L IPCC notait, en 2007, que le réchauffement du système climatique était sans équivoque (hausse des T de la surface des océans et de l atmosphère, fonte glace et neige, élévation du niveau de la mer). - le réchauffement climatique est plus fort dans les zones de glace et de neige. Cause : l albédo diminue avec la fonte de la glace forte différence locale Observations lors de la conférence de Copenhague (2009) L émission des gaz à effet de serre est en hausse : en 2008, les émissions de CO2 issues des carburants fossiles ont augmenté de 40% par rapport à Les récentes températures globales montrent que le réchauffement a une cause anthropogène : les 25 dernières années ont vu une augmentation de T de 0,19 degrés par décennie. Accélération de la fonte des glaces, glaciers et banquise : déclin rapide de la glace dans l Arctique La montée du niveau mer est sous-estimée -> prédictions révisées (la limite supérieure fait état d une montée de 2 mètres en 2100) Retard dans l empêchement des risques irréversibles : certains éléments sont vulnérables (glaciers continentaux, forêt amazonienne, etc.) Le point de non-retour arrive bientôt : si on veut limiter le réchauffement à 2 degrés de plus que le début de l ère industrielle, le sommet d émissions doit être atteint en avant de décliner rapidement. Incertitudes : Les données relatives au climat sont peu abondantes dans les pays en développement. La variabilité des phénomènes extrêmes (cyclones, sécheresse, etc.) est + difficile à analyser et à surveiller que les moyennes climatiques, car cela nécessite de longues séries chronologiques de données. La simulation des variations de T et leur attribution à des causes naturelles ou humaines à des échelles inférieures au continent est difficile. Incertitudes quant à l ampleur des émissions CO 2 et CH 4. Prévisibilité du climat : Le modèle climatique n est pas une prédiction de la météo, mais une prédiction des valeurs moyennes et des variances La moyenne du climat mondial que l on peut prédire est assez proche des conditions actuelles : on peut prédire jusqu à quelques années. La prévision concerne la T moyenne et non précise. La plupart des scénarios prévoient une T supérieure à l augmentation des 2 degrés. Et les modélisations climatiques confirment la culpabilité de l homme. Il y aura plus de pluies au N et moins au S (imp. pour nous : neige pour le tourisme et énergie hydraulique). L homme a donc une influence sur le changement climatique. Mais ce dernier a-t-il un influence sur les événements extrêmes? On assiste à une augmentation des événements extrêmes et des risques naturels à cause de l augmentation de la variabilité. Il y a 2 possibilités : soit la moyenne (μ) de T augmente (donc déplacement de la courbe vers le haut), soit la μ est pareille, mais on assiste à un aplatissement de la courbe. Ce qui est privilégié, c est la combinaison des 2.

40 40 - La Mitteleuropa est le lieu où il y aura le plus de changements en ce qui concerne les événements extrêmes. Il est donc possible d estimer combien les activités humaines augmentent le risque d apparition d événements extrêmes : pour la canicule de 2003, on estime à 90% que l homme a au moins doublé le risque d apparition de ce type d événement. Projections d événements classiques: Jours + chauds, - de jours et de nuits froids sur la plupart des terres Jours + chauds, jours et nuits torrides + fréquents dans la plupart des régions terrestres Fréquences des vagues de chaleur/canicules en augmentation dans la plupart des régions terrestres Tempêtes hivernales : Jusqu à maintenant, il n y a pas de preuves scientifiques avérées pour une augmentation des tempêtes hivernales. Raison principale : pas d ensemble de données fiables ni de données enregistrées sur le long terme En tout cas, il n y a pas de changement significatif de la climatologie des tempêtes/orages (pression atmosphérique) au- dessus des Îles Britanniques pour les 100 dernières années Ouragans : + nombreux ou + intenses? Pour une analyse statistique, le nombre d éléments majeurs est trop faible! A l aide d observations, on voit de grandes variations sur des échelles de 10ans et qu aucune tendance ne se dégage pour le siècle dernier... Mais les régions où les ouragans peuvent se produire ne changeront pas! En effet, on a tjrs besoin de la force de Coriolis. Par contre, l augmentation de la température de surface de la mer (SST) rend les ouragans intenses plus fréquents (en effet, c est la T de la surface de l océan qui donne l énergie aux ouragans).

41 41 Les modèles d études suggèrent une augmentation de l intensité des vents et des précipitations (5-10% vent, 20-30% précipitation) Mais il est aussi possible qu il y ait une augmentation du cisaillement vertical du vent -> diminution du nombre et de l intensité des ouragans. Cela se produirait si l Océan Pacifique se réchauffait plus que l Océan Atlantique. Changements climatiques et orages/ inondations: Il n y a pas de données! Mais : un air plus chaud et plus humide va favoriser l occurrence d orages intenses. - L énergie potentielle de convection disponible (convective potential available energy (CAPE)) est une bonne mesure pour évaluer si les orages se forment plus souvent et sont plus intense que par le passé Avec des températures de l air plus hautes, il y a plus de précipitations sous forme de pluie (et non de neige) en hiver -> ruissellement de surface -> augmentation du risque d inondations La fréquence des inondations exceptionnelles a augmenté (aussi à cause de l activité de construction dans les villes) Mais ici aussi : l augmentation des événements locaux d inondations ne peut pas être reliée au climat. Les ensembles de données sont trop petits pour des statistiques fiables. Résumé I : selon les projections IPCC de 2007, il est : très probable que les événements de vagues de chaleur extrêmement chaudes et d intenses précipitations vont continuer à devenir de plus en plus fréquents. probable que les cyclones tropicaux deviennent plus intenses probable que les trajectoires de tempêtes extratropicales se déplacent vers les pôles L augmentation des quantités de précipitation est très probable aux hautes latitudes, tandis qu une diminution est probable dans la plupart des régions subtropicales L effet de serre anthropogénique est virtuellement certain Le réchauffement global est virtuellement certain La relation entre le réchauffement global et l effet de serre anthropogénique est très probable L augmentation des dommages dus aux risques naturels n est pas à débattre L augmentation des événements extrêmes n est pas toujours claire La relation entre l augmentation des risques naturels et le climat n est pas certain! Mais : les simulations courantes prévoient une telle augmentation! Les climatosceptiques Le doute est tjrs de mise en science, mais les arguments des climatosceptiques ne sont pas scientifiquement défendables. On peut les séparer en 7 types d arguments : - «La climatologie est fausse et incertaine» : en effet, il existe des incertitudes, mais ce n est pas le seul domaine scientifique où cela est le cas. - «Picorage ou fausse information : on regarde un événement précis (ex : un mois de janvier froid) pour mettre en doute le réchauffement» - «Ce n est pas la faute de l homme, mais cela tient au soleil, etc.» : certes, le climat a déjà changé par le passé, mais le rythme des changements prouvent que l homme en est responsable (ex : augmentation du CO2).

42 42 - «Les changements climatiques sont positifs ; p.ex. avec l utilisation de nvlles terres agricoles» : certes, mais les avantages d une région dépendent de l ampleur du réchauffement (si trop grand, plus un avantage). De plus, cela peut créer des avantages à un endroit, mais des inconvénients à un autre. - «Il en a tjrs été ainsi» : certes, le climat a changé pas le passé, mais l être humain avec les émissions de gaz à effet de serre et le rythme des changements sont des facteurs nouveaux. - «Protéger le climat n a pas de sens : c est trop cher, etc.» : posons-nous la question : veut-on laisser ce problème à nos enfants? Quels cela aura-t-il dans 20 ans? - «L alarmisme politiquement motivé : des scientifiques manipulent les données à des fins personnelles ou politiques» : il a pu y avoir des cas isolés, mais la communauté scientifique ne fonctionne en 1 institution unique. Il y a plein de petits groupes, donc impossible à se mettre d accord pour tous dire la même chose. comment reconnaître si un article est scientifique?: - Les séries temporelles sont-elles suffisamment longues et se prolongent-elles jusqu à ajd? - Y a-t-il des calculs exacts ou seulement des estimations grossières? - Pertinence du processus, citations d autres scientifiques, objectivité 11. Les modèles climatiques et précision : a) Structure des modèles - Il y a plusieurs modèles : le module (ex : cycle du carbone, etc.), la grille du modèle (où l on représente la topographie), le «dynamical downscaling» (utilisé pour créer un modèle climatique régional à partir d un modèle climatique global). b) Processus de sous-échelle Quand un processus se déroule à une échelle plus petite que les intervalles de la grille du modèle, le processus doit être paramétrisé! Le plus souvent, on utilise ce processus pour voir la formation de nuages, les précipitations convectives, échanges sol-atmosphère (plantes ), redistribution de la neige par le vent Les processus qui ne peuvent pas être expliqués par le modèle sont appelés processus de souséchelle c) Couplage entre résolutions spatiales et temporelles : Pour des raisons numériques (= conditions mathématiques lors du calcul informatique des équations) les échelles temporelle et spatiale maximales doivent être couplées

43 43 Quand on veut calculer avec une grande résolution spatiale (par ex. avec 1km d intervalle de grille), l intervalle de temps doit être tout petit on ne peut calculer que sur une durée très courte (quelques jours) = modèle de prévision météo Quand on veut calculer à très long terme dans le futur ou dans le passé (plusieurs dizaines d années), l intervalle spatial doit aussi être grand Calcul avec une mauvaise résolution spatiale (> ~ 20km) = Modèles climatiques d) Conditions initiales : Modèle de prévision météo : on commence avec l état de l atmosphère (= condition initiale) (température, humidité, etc ) en tous les points du modèle à un instant déterminé et on calcule pour des petits intervalles dans le futur Modèle de prévision du climat : commence avec la norme des conditions aux limites (rayonnement, albédo de la surface du sol, etc ) et on calcule pour le passé jusqu à ce que les valeurs simulées cadrent avec les valeurs moyennes observées (par ex. la température). Alors on change les conditions aux limites (par ex. augmentation des gaz à effet de serre) et on calcule dans le futur il ne faut pas forcément utiliser des valeurs de démarrage qui soient très précises! Assimilation = méthode qui consiste à insérer dans de nouvelles simulations de nouvelles données toutes les 3 heures pour faire des prévisions plus précises. - En effet, on en a besoin vu que les modèles de prévision météo calculent de l état initial jusqu à quelques jours dans le futur. L avantage de cela est que de nouvelles mesures sont disponibles toutes les 3 heures pour vérification. e) Vérification : La qualité de chaque prévision est examinée ultérieurement à partir des données observées. Pour cela on utilise ce que l on appelle des «skill scores». Exemples : les prévisions saisonnières (moyenne de température pour trois mois, diffusée un mois à l avance) Il y a plusieurs étapes dans la vérification-skill score. Quelques exemples : 1. L exactitude : quelle partie de la prévision est correcte? (lieu, durée, etc.) ; score de 0 à Probabilité de la reconnaissance : quelle partie des résultats observés avait été prévue?; score de 0 à 1 f) Prévisibilité : la théorie du chaos L atmosphère est un système qui n est absolument pas linéaire, mais chaotique. Bien qu ils obéissent à des règles déterministes, après quelque temps, les résultats dépendent très fortement des conditions initiales. Puisque ces conditions initiales ne peuvent pas être déterminées précisément (toutes les mesures contiennent de petites erreurs), les erreurs se multiplient après un temps court (quelques jours) et peuvent devenir des erreurs très grandes. Il y a une cascade d incertitudes. -> Les prévisions météo pour plus de env. 7 jours ne sont pas possible!

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