Géophysique externe. Laurent Stehly

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1 Géophysique externe Laurent Stehly

2 Programme du Capes Les caractéristiques physico chimiques des enveloppes externes fluides. La distribution de l énergie solaire dans l atmosphère et à la surface de la Terre. Les circulations atmosphériques et océaniques et leur couplage. Le cycle externe de l eau. Les zonations climatiques. Les interactions biosphère / atmosphère.

3 Quelques liens utiles : terre.ens lyon.fr/planetterre/ ours.html

4 Plan du cours I Stratification de l'atmosphère II Bilan radiatif et température d'équilibre III Dynamique de l'atmosphère

5 Stratification de l'atmosphère I 1 : température I 2 : composition chimique

6 Stratification de l'atmosphère ~100 km

7 La masse de l'atmosphère = 5,13 10^18 kg, ~ un millionième de la masse de la Terre. 90% de cette masse est concentrée dans les 16 premiers kilomètres.

8 mente T aug Raréfaction des molécules d'air T ba iss e te en gm u a T T baisse EVEREST 9/10 de la masse de l'atmosphère dans les 16 premiers km

9 Dans la troposphère et la mésosphère la température décroit avec l'altitude => ces couches sont chauffées par le bas => convection verticale possible Augmentation de la température dans la stratosphère => source de chaleur => pas de convection verticale Thermosphère chauffée par les radiations solaires

10 Ces couches se déforment en fonction de la température Les gaz se dilatent lorsque la température augmente

11 Stratification de l'atmosphère I 1 : température I 2 : composition chimique

12 Composition chimique moyenne de l'atmosphère N2 : 78 % 02 : 20 % Ar : 0.1 % C02 : 0.04 % La composition de l'atmosphère hormis l'ozone et l'h20 ne dépend pas de l'altitude

13 Composition chimique de l'atmosphère de Venus, Mars et la Terre

14 Variation de la composition chimique avec l'altitude Au delà de 100 km les concentrations sont très faibles Gaz ayant tendance à "partir" M Masse Molaire = 28.9 g/mol Avec Composition constante sur 100 km (sauf H2O et O3)

15 C02, H20, absorbant les IR : effet de serre. L'ozone de la stratosphère, et l'oxygène de la mésosphère absorbent les Uvs => C02, H20, O3, O ont une forte influence dans la régulation de la température, bien que faiblement présent!

16 Bilan radiatif de l'atmosphère et température d'équilibre II 1 : Température d'équilibre II 2 : effet de serre II 3 : bilan radiatif II 4 : Eau dans la troposphère II 5 : Ozone dans la stratosphère

17 Température : proportionnelle énérgie cinétique moyenne des particules. Stéphan : Du fait de sa température un corps émét une quantité d'énergie : = conversion d'energie cinétique en rayonnement => baisse de température. Planck : Plus un corps est chaud, plus les vibrations des molécules qui le constituent ont une fréquence élevée, plus les longueurs d'onde du rayonnement émis sont courtes (fréquence élevée)

18 Température d'équilibre On imagine qu'un corps froid est soumis à des rayonnements electromagnétique ne variant pas au cours du temps: => sa température augmente Plus sa température augmente, plus l'énergie qu'il émet augmente jusqu'à ce que : L'effet de serre a pour effet de modifier la température d'équilibre d'une planète en augmentant E_absorbé

19 Spectre d'émission de la Terre et du soleil (expliqué par la loi de Planck)

20 Loi de Planck et effet de serre Le soleil émét de la lumière essentiellement dans le visible avec un peu d'uv, pour lesquel l'atmosphère est essentiellement transparente. La Terre absorbe cette énergie et la réemet dans les IR, pouvant etre absorbées par les GES. L'effet de serre augmente la température de ~30 degrés sur Terre.

21 Bilan radiatif de l'atmosphère et température d'équilibre II 1 : Température d'équilibre II 2 : effet de serre II 3 : bilan radiatif II 4 : Eau dans la troposphère II 5 : Ozone dans la stratosphère

22 Atmosphère essentiellement transparente aux rayonnements du soleil Terre émet dans les IR => Fortement absorbé par l'atmosphère.

23 Quantité émise par le soleil 10 0/8 10 0/4 Rayonnement en λ visible Rayonnement en λ IR / /8 10 0/4 10 0/2 SOL 0/8 10 0/4 10 0/ /2 100 Etc Absorption réchauffement, émission IR On suppose que l'atmosphère infiniment mince : le rayonnement absorbé puis réemis par l'atmosphère part soit dans l'espace ou le sol mais n'est pas réabsorbé par l'atmosphère L'atmosphère 100% transparente aux rayonnements visibles et 100 % opaque aux IR. Sol absorbe 100% l'énergie du soleil (corps noir) et le réémet (équilibre)

24 Bilan radiatif de l'atmosphère et température d'équilibre II 1 : Température d'équilibre II 2 : effet de serre II 3 : bilan radiatif II 4 : Eau dans la troposphère II 5 : Ozone dans la stratosphère

25 Bilan radiatif de l'atmosphère Jaune : la surface de la Terre a une température d'~300k => elle émet essentiellement de la lumière IR : 21 Rouge : la température de surface du soleil est de ~6000K => Le soleil émet de la lumière entre les proches IR et les Uvs

26 Bilan radiatif de l'atmosphère 30% de la lumière émise par le soleil est réfléchie. Elle repart dans l'espace 51% est absorbée par la surface, 19% est absorbé dans l'atmosphère. Dans la mésosphère, l'oxygène absorbe les rayonnement les + énergétique. Dans la stratosphère l'ozone absorbe les UV. Dans la troposhère la vapeur d'eau capte les proches IR.

27 Absorbtion de la lumière émise par le soleil par l'atmosphère Mésosphère : l'oxygène absorbe les rayonnements les + énergétique (UV lointain) Stratosphère : l'ozone absorbe les UV Troposphère : la vapeur d'eau, nuages, absorbent les IR.

28 Diffusion de la lumière émise par le soleil Les particules fines de l'atmosphère diffusent les rayonnements (bleu) dans toutes les directions. Une partie part vers l'espace, l'autre vers le sol. Ainsi le ciel est bleu. Troposphère : gouttelettes d'eau des nuages diffusent la lumière sur une large plage de longueur d'onde => nuages sont gris

29 Emission d'ir par la Terre La surface de la Terre étant de 300 K elle émet dans les IR Flux de chaleur sensible : chaleur transmise par conduction vers la troposhère Chaleur latente : évaporation des océan puis la condensation des nuages revient à transférer de l'énergie du sol vers la troposhère

30 Bilan radiatif de l'atmosphère et température d'équilibre II 1 : Température d'équilibre II 2 : effet de serre II 3 : bilan radiatif II 4 : Eau dans la troposphère II 5 : Ozone dans la stratosphère

31 L'eau dans l'atmosphère L'essentiel de l'eau se trouve dans les nuages sous forme de vapeur, liquide ou de glace La présence d'eau diminue la densité de l'air => l'eau influence la dynamique de l'atmosphère

32 Répartition du type de nuages en fonction de l'altitude MAXIMUM = 8 18 km Stratosphère Troposphère

33 CUMULONIMBUS ALTOSTRATUS CUMULUS CIRRUS

34 Concentration moyenne d'h20 dans l'atmosphère moyennée sur 4 ans

35 L'atmosphère contient plus d'h20 dans les zones chaudes => plus d'évaporation

36 Forçage radiatif en hiver dans les courtes longueur d'onde du au nuage Au dessus de l'eau et des forets, les nuages augmentent sensiblement l'albédo => plus d'énergie solaire réfléchie => moins d'énergie absorbé => contribue à refroidir la Terre = forçage radiatif négatif

37 Influence des nuages sur le rayonnement IR : effet de serre La Terre émet de la lumière dans les infra rouges. Les nuages aborbent une partie de ces IR. Leur température s'élève ainsi et ils contribuent à réchauffer l'atmosphère. De plus il vont réemettrent des IR vers le sol L'effet est surtout important pour les nuages de haute altitude (cirrus) qui sont froids ( 60 deg). Ils se concentrent souvent au niveau des tropiques

38 Influence des nuages sur le rayonnement IR : effet de serre La Terre émet de la lumière dans les infra rouges. Les nuages aborbent une partie de ces IR. Leur température s'élève ainsi et ils contribuent à réchauffer l'atmosphère. De plus il vont réemettrent des IR vers le sol L'effet est surtout important pour les nuages de haute altitude (cirrus) qui sont froids ( 60 deg). Ils se concentrent souvent au niveau des tropiques

39 Bilan de l'influence des nuages sur le bilan radiatif de la Terre

40 Bilan de l'influence des nuages sur le bilan radiatif de la Terre Au dessus des surfaces de fortes albédo, désert + poles : effet de serre domine sur l'albédo, et les nuages réchauffent l'atmosphère. Au dessus des océans au hautes latitudes : nuages bas contribuant moins à l'effet de serre + forte augmentation de l'albédo => fort refroidissement de la Terre. Au dessus des tropiques : nuages de cirrus dans les hautes altitudes fort effet de serre et augmentation de l'albédo=> forçage radiatif proche de 0 => CCL : nuages refroidissent la Terre!

41 Bilan radiatif de l'atmosphère et température d'équilibre II 1 : Température d'équilibre II 2 : effet de serre II 3 : bilan radiatif II 4 : Eau dans la troposphère II 5 : Ozone dans la stratosphère

42 Répartition de l'ozone en fonction de l'altitude 90% de l'o3 atmosphérique Bouclier contre les UV dangereux OZONE STRATOSPHERIQUE (été, automne, hiver) Ozone des villes (smog) OZONE TROPOSPHERIQUE Problèmes actuels : tendance globale de diminution à long terme Trou d'ozone Antarctique au printemps 10% de l'o3 atmosphérique Impact néfaste : effet toxique sur hommes et végétation Problème actuel : Forte élévation du taux en ville

43 L'ozone absorbe les UV Photodissociation UV O3 Absorption UV (O3 = Bouclier) O O2 Les UV sont absorbés par l'03. L'ozone nous protège des UV émis par le soleil. Les UV absorbés sont réémis sous forme d'ir. L'énergie absorbée peut etre utilisée pour dissocier l'03 en L'oxygène pourra se recombiner pour reformer de l'03

44 Cycle de l'ozone dans la stratosphère : équilibre formation/destruction d'ozone hν Photodissociation UV O2 Photodissociation O O UV O3 O O2 O O2 CREATION O3 Formation : O2 + hv > O + O O + O2 > O3 O O3 O3 O2 Destruction : O3 + hv > O2 + O O + O2 > O3 O + O3 > O2 + O2 O2

45 Le trou d'ozone mesuré par satellite L'amplitude du trou croit au cours du temps

46 Bilan T UV++ O3 tropopause H2O v UV Stratosphère = zone non convective chauffée par l'ozone qui absorbe les Uvs Troposhère = zone convective chauffée par la Terre (conduction, évaporation/condenstion, effet serre, absorbtion des IR)

47 UV++ O3 tropopause H2O v UV Nuages : refroidissent la Terre en augmentant l'albédo, mais la réchauffe via l'effet de serre => Refroidissement l'emporte Ozone : réchauffe la troposphère L'ozone et l'h20 bien que ne représentant qu'une petite partie des gaz atmosphériques ont une influence importante.

48 Dynamique de l'atmosphère III 1 : Terre sans rotation ni continent III 2 : Terre en rotation sans continent III 3 : Effet des continents

49 Forçage thermique du soleil

50 Comparaison entre l'énergie solaire absorbée et l'énergie émise

51 Forces controlant les mouvements horizontaux

52 I 1 Descrption des forces : pression Dans un fluide, les particules se déplacent aléatoirement: La pression est la force résultante des collisions avec les particules fluides s'éxerçant sur une surface Elle dépend de la densité et de l'énergie cinétique des particules (ie la température)

53 Que se passe t il si la pression varie dans l'espace?

54 Que se passe t il si la pression varie dans l'espace? Si il y'a un gradient de pression, un volume subirait une pression plus importante sur certaines faces que sur d'autres => Cela induit une force qui mettra le volume en mouvement => Un gradient de pression induit une force : Force de pression = gradient (P) Fz= dp/dz

55 Interprétation en terme d'énergie Dans les zones ou la pression est plus élevé, l'énergie interne d'un élément de volume est plus élevé (+de particules et/ou température plus élevé) => Les forces de pression induisent des mouvement des zones ou l'énergie est la plus élevé vers les zones ou l'énergie est la plus faible => Ce mécanisme homogénéise l'énergie d'un système

56 Les poles réémettent plus d'énergie qu'il n'en reçoivent. L'équateur reçoit plus d'énergie qu'il en émet. De plus, l'évaporation des océans y est plus importante. => Ceci induit des variation de pression qui engendrent des courants océaniques et atmosphériques qui vont redistribuer l'énergie. Quelle serait la circulation atmosphérique sans tenir compte de la rotation de la Terre?

57 Mouvements dans la troposhphère dans une Terre sans rotation ni continent

58 Dynamique de l'atmosphère III 1 : Terre sans rotation ni continent III 2 : Terre en rotation sans continent III 3 : Effet des continents

59 Influence de la rotation de la Terre : force de coriolis

60 Equilibre géostrophique Ce type d'écoulement résulte de l'équilibre entre les forces de pression et de Coriolis. Les forces de pression induisent des mouvements perpendiculaires aux isobarres (ie des HP vers les BP). La force de coriolis dévie l'écoulement => celui ci se fait alors le long des isobarres. L'atmosphère et le noyau terrestre sont dans un équilibre quasi geostrophique.

61 Equilibre géostrophique crée des cellules de convections dans l'atmosphère Lorsque les cellules de convection induisent des courants atmosphériques vers les poles, les vents sont déviés vers l'est et inversement (coriolis). => on crée des cellules de convection fermées.

62 La rotation engendre 3 cellules de convection et des mouvements dans le plan est/ouest HP CELLULE POLAIRE CELLULE FERREL (déviation Hadley vers l W) BP CELLULE HADLEY Vents de surface Vents d altitude

63 Les cellules de Hadley et les cellules polaire sont causés par les variation de l'apport d'énergie solaire en fonction de la latitude. => Elles sont stable au cours du temps => Climat stable près de l'équateur et des poles. La cellule de Ferrel est une conséquence des cellules de Hadley et polaires. Sa dynamique est plus instable

64 Mouvements verticaux mesurés dans l'atmosphère moyennés sur un an Bleu = air montant Rouge = air descendant On voit bien la cellule de Hadley

65 Dynamique de l'atmosphère III 1 : Terre sans rotation ni continent III 2 : Terre en rotation sans continent III 3 : Effet des continents

66 Role des continents Pression atmosphérique en surface Juillet Pression atmosphérique en surface Janvier

67 juillet janvier Janvier : océan plus chaud que le continent => air monte => BP à la surface. L'air plus chaud va vers les poles froids => mouvement sens aiguille d'une montre.

68 Un effet particulier : la mousson Eté : continents très chaud => Air s'élève => P faible en surface => vent provenant des océans amène de l'air très humide => Fortes pluies sur les continents

69 Bilan : effet de la rotation planète Rotation rapide (Terre) => Force coriolis importante => 3 cellules de convection en fonction de la latitude dans l'atmosphère + noyau externe pouvant générer un CM Rotation lente (Vénus) => Force de coriolis faible => 1 cellule de convection + turbulence aux poles fort contraste entre la face éclairée par le soleil et la face sombre = vent violent (~400 Km/h) Pas de possibilité de générer un CM = pas de vie possible

70 Bilan: influence volume d'une planète sur la dynamique interne (rappel) Volume planète plus élevée => rapport volume/surface + important => production de chaleur par éléments radioactif plus important par rapport au refroidissement de la planète => planète refroidit plus lentement => convection plus vigoureuse dans le manteau et le noyau et durant plus longtemps => planète peu générer un champ magnétique plus longtemps (ex Mars a perdu son CM, pas la Terre).

71 Bilan : dévelopement végétation => production d'02 => atmosphère contient du dioxygène et peu de C02 => effet de serre plus faible => couche d'ozone dans la statosphère (protège des U.V et réchauffe la stratosphère)

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