Synthèse du cours n 2

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1 Synthèse du cours n 2 La géographie de la température moyenne annuelle est majoritairement zonale : cela s'explique en premier lieu par la rotondité terrestre et donc l'effet de projection des rayons solaires sur une surface de plus en plus grande au fur et à mesure qu'on monte en latitude. les variations thermiques au cours de l année sont prioritairement expliquées par l obliquité (= 23 27') de l équateur terrestre sur le plan de l écliptique sur lequel la terre tourne autour du soleil l obliquité modifie deux paramètres de façon combinée ; (i) l angle d incidence des rayons solaires pour une latitude donnée (max = 90 entre les deux tropiques une ou deux fois dans l année) et (ii) la durée du jour (entre le lever et le coucher du soleil). Le premier facteur est plus important que le second parce que l'obliquité est assez faible. la zone tropicale = soleil toujours haut et durée du jour peu variable (= 12h toute l année à l équateur) la zone des latitudes moyennes = soleil bas + jours brefs en hiver opposé à un soleil haut + jours longs en été la zone polaire = soleil toujours assez bas dans le ciel avec nuit très longue en hiver et très courte en été (nuit et jour = 6 mois uniquement aux pôles) d autres facteurs contribuent de façon plus ou moins secondaire au cycle thermique annuel (nature de la surface, couverture nuageuse, circulation atmosphérique et océanique, etc.)

2 Température et altitude : généralités 2.4 L atmosphère se compose de plusieurs couches. La couche inférieure s appelle la troposphère (de la surface jusqu à vers 1012 km aux pôles et 1518 km à l équateur). C est dans cette couche que se produisent les phénomènes météorologiques (comme les nuages) et elle concentre la quasitotalité de l eau. la température diminue en moyenne de 0.65 C par 100 m d élévation dans la troposphère (+15 C au niveau de la mer) OZONE la sommet de la troposphère = tropopause est caractérisé par une inversion thermique (la température augmente avec l altitude ce qui arrête les mouvements verticaux de bas en haut) la température augmente avec l altitude dans la stratosphère surtout à cause de la présence d ozone concentrée entre 20 et 50 km d altitude qui absorbe efficacement le rayonnement solaire, notamment les UV < 0.3 microns

3 Température et altitude: le cas de la troposphère 12 km 6 km 3 km 2.4 Deux facteurs expliquent la baisse des températures avec l'altitude : La densité de l air diminue avec l altitude ce qui entraîne une détente (= augmentation du volume pour une masse unitaire) La troposphère est principalement chauffée par la 1.5 km surface terrestre, donc par le bas. L atmosphère absorbe assez mal le rayonnement solaire qui vient du haut (20% (Moyenne zonale de la température moyenne annuelle en fonction contre 50% pour la des latitudes et de l altitude) surface terrestre)

4 Température et altitude: les inversions thermiques (1) 2.4 La baisse de la température observée en moyenne tout autour de la terre a toutefois de très nombreuses exceptions dans les basses couches de la troposphère (~ à peu près entre la surface et 12 km d'altitude, parfois beaucoup moins). La présence d'air froid près du sol surmonté par de l'air chaud (= inversion thermique) est très commune lors du semestre froid aux moyennes et hautes latitudes. Par exemple, ce matin... Contexte saisonnier (nuit > jour) + anticyclone (= air relativement chaud en altitude) centré sur la Scandinavie/Baltique avec peu de vent sur la France et une nuit assez claire (donc pertes radiatives assez rapides depuis la surface durant la nuit) Inversion thermique très fréquente, au centreest accentuée dans les vallées = refroidissement par le sol + accumulation de l'air froid, plus dense, vers le bas, qui va disparaître en journée avec le réchauffement diurne

5 Température et altitude: les inversions thermiques (2) 2.4 refroidissement de l'air suffisamment humide dans les fonds = saturation de la vapeur d'eau = formation de nuages bas qui signent l'inversion thermique Photo du plateau du Vercors, ce matin à 09h07 (source :

6 Température et altitude: les inversions thermiques (3) 2.4 Les inversions thermiques sont renforcées par : conditions anticycloniques (pas ou peu de vent qui mélange l'air dans le sens vertical et horizontal + couvercle d'air relativement chaud en altitude) vallées topographiques (car cela permet un écoulement gravitaire de l'air froid plus dense vers le bas et son accumulation) nuits longues et claires (car cela favorise les déperditions énergétiques) présence de neige au sol (car cela accentue le refroidissement des basses couches). Dans la zone tropicale, les eaux froides en surface jouent ce rôle (courant froid de Humbolt, de Benguela etc.). si l'air dans les basses couches est presque saturé en vapeur d'eau, la formation de brouillard, givrant ou pas, y est très probable (par refroidissement de l'air saturé), ce qui peut empêcher la destruction diurne de l'inversion thermique et sa pérennisation sur de longues périodes (jamais en Provence...). De la brume/brouillard dans les vallées soulignent les inversions thermiques. Les inversions thermiques peuvent persister très longtemps si les conditions cidessus persistent. Elles sont quasiment permanentes sur les intérieurs continentaux subpolaires en hiver, en Arctique et en Antarctique (l'air froid s'y écoule périodiquement vers les bords sous la forme de vents très froids : les vents catabatiques), et sur certains bassins intramontagnards (par exemple : la Carinthie en Autriche, la Limagne ou la plaine d'alsace en France etc.) Les inversions thermiques sont problématiques au niveau de l'environnement et de la santé, car elles empêchent la diffusion latérale et verticale des polluants émis dans les basses couches. Un panache de fumée qui semble arrêter à un certain niveau avec un étalement horizontal dans le sens du vent signale une inversion thermique.

7 Température et altitude : les oppositions de versants 2.4 Les oppositions de versants : cas des hautes et moyennes latitudes dans l hémisphère nord (exemple d une pente à 45 ) le versant sud peut recevoir des rayons plus verticaux que la plaine adjacente (exemple : une pente orientée au S à ~ 45 fin mars en Provence reçoit des rayons à 90 à 12 h solaires) le versant nord + la plaine adjacente peuvent (en hiver) ne pas être éclairés directement de toute la journée (mais il y a quand même du rayonnement diffus par l atmosphère) S N cela crée des variations dans le rayonnement solaire incident et donc dans les températures entre le secteur au S (adret dans les Alpes) et N (ubac dans les Alpes). Cette différence est exacerbée les jours ensoleillés et s estompe dés que la nuit tombe ou lors des jours nuageux ou encore avec du vent Il n y a pas de telle opposition dans le RS incident aux basses latitudes car le soleil est toujours haut dans le ciel et ne favorise/défavorise pas beaucoup une pente par rapport à une autre). Il peut y avoir des oppositions thermiques mais elles sont alors liées aux précipitations et à la nébulosité.

8 Température : synthèse (1) 2.5 La température est une mesure par rapport à une échelle mais aussi le reflet d une forme d énergie (énergie thermique ou cinétique interne). La source d'énergie quasiexclusive du système climatique est le rayonnement solaire. Variations spatiales de la température moyenne? Variation principalement zonale, c'estàdire décroissance de la zone tropicale en direction des pôles? = principalement résultat de l'effet de projection des rayons solaires lié à la rotondité de la terre Soleil proche de la verticale? = apport radiatif concentré sur une petite surface = chaud ; Soleil rasant? = apport radiatif dilué sur une grande surface = froid Certains facteurs, induits par la température, renforcent encore le gradient tropiquespôles, comme la présence permanente de glace au niveau de l'antarctique (ou la neige saisonnière sur la zone polaire et les continents subpolaires dans l'hémisphère nord) ou bien l'effet de serre qui est, en moyenne, plus fort dans la zone tropicale que dans la zone polaire. D'autres facteurs, également zonaux, peuvent au contraire diminuer les gradients thermiques zonaux, comme par exemple la bande nuageuse à proximité de l'équateur. Une bande nuageuse diminue l'apport de rayonnement solaire mais augmente l'effet de serre.

9 Température : synthèse (2) 2.5 Facteurs d'azonalités? Le relief (les températures baissent en moyenne avec l'altitude). La nature de la surface, c'estàdire les différences océancontinent dans une même zone : un océan a une inertie thermique car il peut stocker la chaleur. Il se refroidit donc moins et moins vite qu'un continent. La circulation océanique et atmosphérique, directement à l'origine des oppositions de façade. Aux moyennes latitudes, l'ouest des masses continentales et l'est des océans sont plus chauds que les façades est des continents et l'ouest des océans à cause de la géographie des courants marins et le sens général des mouvements atmosphériques (c'est l'inverse dans la zone tropicale et subtropicale avec une plus faible amplitude) Exemple de l'atlantique Nord Signal zonal dominant Océan plus chaud que les continents adjacents Façade occidentale européenne plus chaude à latitude égale que la côte est de l'amérique du Nord Température moyenne annuelle ramenée au niveau de la mer (en C)

10 Température : synthèse (3) 2.5 Variations thermiques au cours du cycle annuel? Résultat de l'action de l'obliquité terrestre (= 23 27') du plan équatorial terrestre sur le plan de l'écliptique de révolution de la terre autour du soleil. L'obliquité est le fruit de l'histoire de la formation de la terre et implique des changements de deux paramètres au cours du cycle annuel La hauteur atteinte par le soleil au cours de la journée (= 90 uniquement au sein de la zone tropicale au sens strict 2x par an et 1 seule fois aux tropiques exactement, c'estàdire 23 27'N et S aux solstices) La durée entre lever et coucher du soleil (= 12 heures en moyenne partout sur terre mais 12 heures toute l'année à l'équateur seulement, 12 heures partout aux deux équinoxes et > 12 heures dans l'hémisphère d'été) L'obliquité assez faible fait que le maximum de rayonnement est tout au long de l'année reçu dans ou à proximité de la zone tropicale Certains facteurs renforcent les variations thermiques annuelles, comme par exemple la couverture saisonnière de neige lors de l'hiver (= renforcement du froid lors de la saison froide). D'autres les atténuent, comme par exemple l'océan qui stocke la chaleur en été et la libère en hiver (un continent ne peut pas stocker la chaleur). Cet effet est transporté vers l'aval par la circulation atmosphérique (par exemple sur l'europe de l'ouest par les vents d'ouest dominants). Une couverture nuageuse fréquente tend également à atténuer les variations thermiques annuelles.

11 Plan général de la partie 3 : les précipitations et le cycle de l eau Précipitations et cycle de l eau : définitions Précipitations : moyenne annuelle Précipitations : cycle annuel Précipitations et orographie Régime hydrologique Synthèse 3

12 Précipitations et le cycle de l eau : définitions 3.1 l eau est présente dans le système climatique sous trois états : gaz (vapeur d eau inodore, invisible), liquide et solide (grêle, neige, glace) précipitations : toute forme d eau solide ou liquide tombant vers le sol. Les précipitations «occultes» représentent la condensation directe de la vapeur d eau à la surface de la végétation et des objets les précipitations font partie intégrante du cycle de l eau : «circulation générale de l eau, en circuit fermé avec changements d état, entre les réservoirs de l hydrosphère océan, atmosphère, surface et soussol des terres émergées mettant en jeu les phénomènes d évaporation, de convection, de condensation et précipitation, d écoulement et d infiltration, ainsi que les variations et renouvellements des stocks dans ces réservoirs. Le cycle de l eau est mu par l énergie solaire» l eau est donc stockée plus ou moins longtemps dans des réservoirs (aquifères souterrains, lacs, océans, banquise/glaciers continentaux) et circule entre ces réservoirs via des conducteurs (réseau hydrographique de surface et souterrain et atmosphère) où elle reste peu de temps l eau participe aussi aux échanges énergétiques entre la surface et l atmosphère et entre différents endroits via les changements de phase entre les trois états solide, liquide et gazeux. De même les nuages sont un élément important du bilan radiatif en augmentant l albédo planétaire et l effet de serre.

13 Précipitations et le cycle de l eau : définitions 3.1 sublimation solidification SOLIDE LIQUIDE fusion Glace solidification les molécules ont une position fixe dans l espace forme et volume propres définies GAZEUX évaporation Eau condensation faible liberté entre les molécules pas de forme propre (= contenant) volume défini (dépend faiblement de la température) Vapeur d eau grande liberté entre les molécules forme et volume propres indéfinis (un chauffage provoque une augmentation du volume occupé) Énergie cinétique interne croissante Une propriété fondamentalement différente entre les trois est le degré d agitation moléculaire (énergie cinétique interne) croissant du solide vers le gaz : il faut donc apporter de l énergie pour aller du solide vers le gaz et la transformation inverse libère de l énergie.

14 Précipitations et le cycle de l eau : définitions 3.1 Soit un Kg d air à 20 contenant 10.6 g de vapeur d eau. La pression de vapeur saturante à 20 C = 14.7 g/kg (=1.47%). ajout de 4.1 g/kg de vapeur d eau refroidissement de 5 C (pression de vapeur saturante = 10.6 g/kg à 15 C) refroidissement de 2.5 C et ajout de 2.5 gr/kg cette relation donne la quantité maximale de vapeur d eau présente dans un m3 d air en fonction de sa température (= vapeur d eau saturante) toute vapeur d eau en excès par rapport à la courbe se transforme en eau ou en glace (ce qui libère la chaleur latente correspondante à la quantité de vapeur d eau en excès) la saturation survient soit par ajout de vapeur d eau à température constante, soit par refroidissement de l air à pression de vapeur constante, soit les deux. Le refroidissement est le mécanisme le plus efficace au sein de l'atmosphère.

15 Exemple d'exercice 1. Quel est la valeur moyenne de la baisse de la température avec l altitude dans la troposphère (à 10% près)? 0.65 C/100 m 2. Comment s appelle le sommet de la troposphère? La tropopause 3. Comment s appelle la couche atmosphérique immédiatement audessus de la troposphère? La stratosphère 4. Donnez un des deux principaux facteurs expliquant la baisse de la température avec l altitude dans la troposphère La baisse de densité de l'air avec l'altitude et/ou le chauffage principal par le bas 5. La température augmente en moyenne avec l altitude dans la troposphère: V/F? Faux, elle baisse de 0.65 C/100 m 6. Comment s appelle le passage de l eau solide vers la vapeur d eau? La sublimation 7. La condensation consomme de la chaleur: V/F? Faux, elle en libère 8. L évaporation consomme de la chaleur: V/F? Vrai 9. L air chaud peut contenir potentiellement plus de vapeur d eau que l air froid: V/F? Vrai 10. Quel est le moyen le plus efficace pour saturer une masse d air en vapeur d eau au sein du système climatique? La refroidir

16 Exercice de cours n 1 plateforme Moodle de l'université de Provence connexion avec vos codes «etu» et «INE» (cf. votre carte d'étudiant) le test se compose de 10 questions (sur la partie 2 uniquement) du même type que la diapo précédente, est en temps limité (10 minutes au total) avec une seule tentative par question le test est ouvert lundi 11/10 de 00h à 23h55 les réponses seront disponibles sur le site moodle du module mardi, dés la fin du test