Synthèse du cours n 6

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1 Synthèse du cours n 6 - La circulation de l'air et de l'eau se matérialise par les vents (qui ont non seulement une composante horizontale, mais aussi verticale) et les courants marins. - Le fait que des mouvements (= énergie cinétique) se produisent au sein de l'atmosphère traduit des variations dans la répartition de la masse atmosphérique (= énergie potentielle). - Si l'air était également réparti tout autour de la surface terrestre, la pression de la colonne d'air sur le sol serait de Pa (ou hpa). Dans le sens vertical, la répartition de la masse atmosphérique dépend de l'équilibre hydrostatique (= équilibre entre la force de pression dirigée vers le haut et l'attraction gravitationnelle dirigée vers le bas). Ainsi, le niveau au-dessus duquel se situe 500 hpa se situe en moyenne vers 5600 m d'altitude. - Toute perturbation par rapport à l'équilibre horizontal et/ou vertical se traduit par des mouvements de compensation depuis les «hautes» pressions/géopotentiels (valeurs > moyenne du niveau) vers les «basses» pressions/géopotentiels (valeur < moyenne). - La rotation de la terre dévie les mouvements vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche de l 'hémisphère sud, cette déviation s'annulant à l'équateur. - L'ascendance (et la subsidence) de l'air est soit (1) liée à des variations de densité au sein de la masse d'air en raison d'échauffement/refroidissement et/ou d'enrichissement/appauvrissement en vapeur d'eau (gaz moins dense que l'air sec) = «convection libre» (2) liée à une action mécanique d'un obstacle et/ou du mouvement de l'air lui-même (convergence, divergence, accélération, décélération) = «convection forcée» - Le chauffage d'une colonne atmosphérique tend à diminuer sa pression totale au sol (par augmentation du volume pour une masse donnée, ce qui diminue la densité totale de la colonne d'air), mais à augmenter son géopotentiel en altitude (par élévation des niveaux d'égale pression vers le haut). C'est l'inverse pour un refroidissement (augmentation de la pression au sol et diminution du géopotentiel en altitude par contraction de la colonne d'air vers la surface)

2 La circulation : le rôle des mouvements verticaux - De l air qui pousse vers le sol (= subsidence) augmente la pression en surface (de la même façon que l on augmente son poids sans modifier sa masse en appuyant sur ces pieds vers le bas) - alors que de l air qui s élève vers le haut (ascendance) diminue la pression de surface - Cet effet n est possible que là où il y a une surface tangible c est-à-dire la surface terrestre - Ces mouvements verticaux ont une contrepartie horizontale car l ascendance depuis les basses couches crée un vide relatif ce qui provoque une convergence horizontale alors qu une subsidence vers les basses couches créé un excédent relatif ce qui provoque une diffluence horizontale - On peut regarder cet effet à l envers car les mouvements horizontaux sont aussi susceptibles d engendrer des mouvements verticaux (confluence et/ou ralentissement dans les basses couches = ascendance alors que diffluence et/ou accélération dans les basses couches = subsidence) - Quand l origine des HP/BP en surface est principalement provoquée par la température, on parle de HP/BP thermiques, alors que quand c est principalement le fruit des mouvements de l air, on parle de HP/BP dynamiques. La combinaison des deux facteurs principaux intervient dans les HP/BP thermo-dynamiques.

3 La circulation : géopotentiel et température Facteur explicatif quasi-unique de la géographie des géopotentiels en altitude = température moyenne de la colonne d air illustration de la relation simple en altitude entre géopotentiel et température : - basses températures aux pôles (particulièrement dans l hémisphère d hiver) = bas géopotentiels à cause du tassement de la colonne d'air vers le bas - températures élevées aux tropiques = hauts géopotentiels à cause de la dilatation de la colonne d'air cvers le haut

4 La circulation : HP/BP thermiques vs HP/BP dynamiques? Moyenne spatiale = hpa l anticyclone de Sibérie est rapidement surmonté de basses pressions en altitude (par rapport à la moyenne du niveau) = il est provoqué par les basses températures au sol et de la totalité de la colonne d air (= facteur latitudinal + saison + continentalité + neige au sol) ; c est donc un anticyclone thermique (qui évite d ailleurs l advection d air moins froid vers la Sibérie!) qui disparaît en été car le sol n est plus enneigé, le rayonnement solaire est plus efficace etc. la ZCIT correspond à des basses pressions en surface surmontée de hautes pressions en altitude = elle correspond à la fois à l ascendance d air forcée par la confluence dynamique des alizés ou d un alizé avec un flux de mousson et aussi à l échauffement de la surface, notamment sur les continents, ce qui diminue la densité; c est donc une dépression thermo-dynamique - l anticyclone des Açores est surmonté par des hautes pressions en altitude et correspond donc à une accumulation d air à tous les niveaux troposphériques = c est un exemple d anticyclone dynamique qui est provoqué par un effet de masse (beaucoup d air relativement à la moyenne du niveau) entraînant une subsidence verticale vers la surface ; c est donc un anticyclone dynamique où la nature anticyclonique s explique à la fois par la température moyenne de la colonne d air et le mouvement de subsidence induit par la circulation de l air Moyenne spatiale = 5600 mgp

5 La circulation : les vents en surface et en altitude - vents en altitude (> 3 km d altitude environ) : circulation rapide (> 100 km/h en moyenne) et généralisée d ouest avec vitesse plus élevée (= jet-stream) aux moyennes latitudes et en hiver, et vents d est beaucoup plus lents et saisonniers à proximité de l équateur ALTITUDE (> 3 km) SFC (< 3 km) - vents en surface (< 3 km environ) : plus de variations spatiales et saisonnières ; - de façon générale, les vents sont moins forts en surface qu en altitude même si il existe des exceptions (tornades, cyclones) - vents de secteur ouest dominant aux moyennes latitudes (+ fort sur les océans et en hiver); - vents de NE/SE dans la zone tropicale nord et sud (mais mousson estivale de SW/NW) sur certains fuseaux; - plutôt des vents d est polaires

6 La circulation : les forces à l'origine du vent la direction et la vitesse du vent dépendent d un certain nombre de forces ; les 3 plus importantes sont; Force de Pression (Fp), Force de Coriolis (Fc) et Force de friction (Ff). Les autres forces (comme la force centrifuge) ont en moyenne une contribution plus faible. Le schéma suivant présente la composition des forces dans l hémisphère nord. 1. Fp accélère l air des hautes vers les basses BP pressions. L accélération est proportionnelle au gradient de pression (HP BP / distance entre les deux) 2. Fc dévie (vers la droite dans l hémisphère nord) le mouvement initial: le mouvement géostrophique correspond à l équilibre entre Fp et Fc (= vent parallèle aux isobares) 3. Ff freine le mouvement et diminue l intensité de Fc: la direction du vent réel se rapproche de la direction initiale. HP - dans la réalité, l ajustement ne se fait évidemment pas par étapes mais de façon instantanée et combinée entre Fp, Fc et Ff... - dans l'hémisphère sud, la déviation exercée par la Force de Coriolis s'effectue vers la gauche

7 La circulation : le sens de rotation autour des HP/BP Schéma en plan dans l hémisphère Nord D A - air divergent depuis le centre des anticyclones et convergent vers le centre des dépressions (idem dans l'hémisphère sud) - la vitesse du vent est proportionnelle au gradient de pression : plus la pente est forte, plus la vitesse est importante tout comme en montagne (idem dans HS) - rotation anticyclonique dans le sens des aiguilles d une montre (inverse dans l hémisphère sud) et cyclonique dans le sens inverse (sens des aiguilles d une montre dans l hémisphère sud) - comme la Force de Coriolis s'annule à l'équateur, la direction du vent y est déterminée par la seule force de pression et l'air s'écoule directement du centre de l'anticyclone vers le centre des dépressions (il ne peut donc pas y avoir de structures très dépressionnaires ou très anticycloniques à l'équateur car les HP éventuels se vident très rapidement vers les BP) Force de pression Vent en surface

8 La circulation : la combinaison vertical/horizontal Schéma en coupe - subsidence au-dessus du centre de l anticyclone = compression de l air = réchauffement et assèchement relatif de l air A - ascendance au-dessus du centre de la dépression = détente de l air = refroidissement et humidification relative de l air (et formation de nuages si l air se sature lors de l ascendance) D - cela ne signifie pas qu il fasse toujours chaud et sec sous un anticyclone! Car d autres facteurs interviennent dans l'établissement du niveau de la température (cf. partie 2). Mais les conditions verticales dans un anticyclone sont stables et instables dans une dépression ce qui y favorise la formation de masses nuageuses épaisses. Dans un anticyclone, seuls des nuages peu épais peuvent se former dans les basses couches si l air en surface est humide et se refroidit suffisamment pour se saturer (= nuages de type stratiforme)

9 La circulation : l'exemple d'hier à 06h TU Géopotentiel à 500 hpa (en couleurs), pressions réduites au niveau de la mer (lignes blanches) et températures à 500 hpa (en lignes grisées) Vent moyen à 10 m (couleurs = vitesse en noeuds, 1 noeud = km/h) - Anticyclone dit «de blocage» (car il modifie profondément la circulation d'ouest moyenne) dynamique car surmonté d'air chaud, centré sur la Scandinavie encadré par deux vallées dépressionnaires froides en altitude - Flux de sud faible sur l'europe de l'ouest - Petite dépression entre Var et Corse (flux d'est un peu plus rapide de Nice à Marseille)

10 Les schémas de circulation atmosphérique la circulation de l air résulte des principes précédents et transporte de la chaleur des zones/secteurs chauds vers les zones/secteurs froids (c'est-à-dire en moyenne de la zone tropicale vers les pôles, de l'hémisphère d'été vers l'hémisphère d'hiver, de la surface vers l'altitude). En d'autres termes, la circulation de l'air (et de l'eau) tend à contrebalancer les écarts de température nés fondamentalement de l'absorption différenciée du rayonnement solaire. - historiquement, cette circulation a fait l objet de théorie visant à proposer une vision générale des mouvements de l air - E. Halley (1686) propose les premières cartographies «météorologiques» des alizés - G. Hadley (1735) a proposé le premier modèle (= idéalisation conceptuelle) de la circulation atmosphérique générale - années 1920s : des météorologues norvégiens proposent un modèle de la circulation atmosphérique aux moyennes latitudes (la théorie du «front polaire») : premières formalisations numériques de l état de l atmosphère par Richardson : pour la première fois, un calcul est effectué pour estimer l état de l atmosphère 6 heures après une date initiale observée - année s : premières simulations numériques simplifiées puis générales conduisant à la prévision météorologique numérique puis aux modèles de circulation générale (utilisés notamment pour établir les scénarios pour le futur)

11 La circulation atmosphérique : un exemple estival image infra-rouge du 23/7/2007 à 18h TU (temps universel à 0 de longitude) - on remarque bien les deux principales bandes nuageuses (et de fait des précipitations); ZCIT (plus large sur l Afrique) et les deux bandes des latitudes moyennes nord et sud. - les zones peu nuageuses (excepté des nuages bas) vers N et S sont également très nettes - les deux bandes nuageuses n ont clairement pas les mêmes caractéristiques morphologiques

12 La circulation atmosphérique : hier... INFRA-ROUGE le 09/11/2011 (12h TU) 4.3 VISIBLE le 09/11/2011 (12h TU) - au-delà de la différence de jour et d'année, on retrouve dans les grandes lignes la géographie avec la ZCIT (vers 5-10 N au-dessus de l'atlantique et décalée sur le bassin du Congo), deux zones tropicales avec nuages bas et/ou hauts (pas précipitants) et deux bandes avec les perturbations tempérées