UE libre UBO CLIMAT : Plan du chapitre N 2 ~ 78 % O 2 ~ 21 % Ar ~ 1 % H 2 0 ~ 0.5 % CO 2 ~ 0.04 % Chapitre 4 Circulation atmosphérique

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1 UE libre UBO CLIMAT : Passé,, présent, futur Plan du chapitre Comprendre comment la pression et la température atmosphérique sont reliées entre elles Établir les forces motrices responsables du mouvement de l air Chapitre 4 Circulation atmosphérique Avoir une idée de la circulation générale de l atmosphère (essentiellement horizontale) au niveau de la mer (surface) et au niveau de la tropopause Évaluation du mouvement vertical atmosphérique S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 1 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 2 ATMOSPHÈRE et OCÉAN : FINES ENVELOPPES FLUIDES sur une TERRE TOURNANTE rayon de la Terre (R T ) 6, m = 6400 km épaisseur troposphère 10 4 m = 10 km = 1.6 o/oo R T épaisseur océan m = 5 km = 0.8 o/oo R T Différences entre les enveloppes fluides de la Terre: l atmosphère et l ocl océan ATMOSPHÈRE = GAZ OCEAN = LIQUIDE N 2 ~ 78 % O 2 ~ 21 % Ar ~ 1 % H 2 0 ~ 0.5 % S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 3 Composition de l Atmosphère CO 2 ~ 0.04 % S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 4 1

2 Le sol terrestre est directement chauffé par le rayonnement solaire et, à son tour, il chauffe l atmosphère La basse atmosphère (Troposphère) re) est chauffée e par le sol et l ocl océan L atmosphère est subdivisée en couches selon la distribution de sa température; Le profil vertical de température indique clairement les sources et les puits de chaleur pour l atmosphère. S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 5 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 6 ATMOSPHÈRE := GAZ Supérieure à 99.9% Masse Volumique Supérieure à 99% Supérieure à 90% Supérieure à 50% Pression (mb) Masse volumique Distribution des molécules La masse volumique ρ est la masse contenue dans une unité de volume (i.e., kg/m 3 ) Pour une colonne d air donnée, la masse volumique de l atmosphère décroît avec l altitude Haute atmosphère Loi des gaz parfaits P V= n R T Pression Valeurs petites Valeurs grandes Niveau de la mer 1 m 1 m S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 7 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 8 2

3 Pression atmosphérique Pression et Masse Volumique La pression P est une force par unité de surface (N/m 2 ) dans ce cas, le poids de la colonne d air par unité de surface La pression à chaque niveau d altitude dépend de la masse d air (poids=mg) contenue au-dessus de ce niveau. P - Surface de la Terre + Sommet de l atmosphère P - Surface de la Terre + Sommet de l atmosphère Haute atmosphère Niveau de la mer Donc, puisque la masse d air diminue avec l altitude, la pression diminue toujours avec l altitude 1 m 1 m S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 9 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 10 Variations de Pression Relation entre les variations de pression horizontales et le vent Quel phénomène cause les variations horizontales de la pression atmosphérique? Équation d état pour les gaz (Loi des gaz parfaits) Variations de Pression Équation d état pour les gaz (Loi des gaz parfaits) PV = nrt P=(nM nm/v) RT/M= ρ RT/M P= ρ (R/M)T= ρ r T si r=r/m=cste P= ρ r T La pression (P) varie si la masse volumique (ρ) varie ou si la Température (T) varie P, ρ et T sont liées S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 11 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 12 3

4 Pression et masse volumique Température et Masse Volumique P = ρ r T (avec r=r/m) P = ρ r T ρ = P/rT colonne d air chaud Pour un volume d air donné, la pression variera si la masse de l air contenue dans ce volume varie (i.e. ρ car ρ = m air /V) colonne d air surface Poids de l air Les deux colonnes d air, de même masses, ci-contre ont des températures différentes. La colonne froide a une masse volumique plus importante (car la masse volumique est inversement proportionnelle à la température) colonne d air froid P froid augmentation de la température = P chaud S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 13 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 14 Température et Pression P = ρ r T La température affecte la façon dont la pression décroît avec l altitude. La pression diminue avec l altitude plus rapidement dans de l air froid que dans de l air plus chaud. A 5km d altitude la pression est plus forte au point 2 = Variation d élévation surface isobare A cause des variations de masse volumique, une surface isobare s élève dans de l air chaud, s abaisse dans de l air froid. Là où la température change le plus rapidement, l élévation de la surface isobare évolue le plus rapidement. Changement de l élévation de la surface isobare 500hPa: Là où la surface isobare s abaisse le plus rapidement, les iso contours se resserrent. S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 15 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 16 4

5 Variations de pression verticales et horizontales La pression diminue avec l altitude (donc selon la direction verticale) La pression change aussi d un lieu géographique à un autre, même situés à la même altitude (variations horizontales de pression, dues aux différences de températures) Les variations de pression sur la verticale sont beaucoup plus importantes que sur l horizontale Néanmoins les variations horizontales de pression sont très importantes car elles sont la raison de l existence des vents (mouvements d air horizontaux) Pression (mb) S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 17 Gradient de Pression Horizontal Gradient de pression = variation de pression sur une distance donnée L écartement des isobares (lignes d égale pression) montre le gradient de pression horizontal. S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 18 Plan du chapitre Mouvements d air d Comprendre comment la pression et la température atmosphérique sont reliées es entre elles Établir les forces motrices responsables du mouvement de l air Avoir une idée de la circulation générale de l atmosphère (essentiellement horizontale) au niveau de la mer (surface) et au niveau de la tropopause Évaluation du mouvement vertical atmosphérique Forces qui agissent sur les particules d air Force de gradient de pression Frottement Gravité Force de Coriolis S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 19 S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 20 5

6 Force Deuxième loi de Newton : F = m a Force = masse x accélération Intensité Forces qui agissent sur les particules d air mouvements horizontaux Force du gradient de pression Force de Coriolis Frottement Gravité mouvement verticaux Direction S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 21 S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 22 Force du Gradient de Pression Met l air en mouvement elle est dirigée des hautes pressions vers les basses pressions Son intensité est proportionnelle à l espacement des isobares (plus intense si les variations de pression se font sur une courte distance) Plus le gradient de pression est important, plus forts sont les vents La Force du Gradient de Pression (FGP) détermine la vitesse du vent FGP élevée isobares très rapprochées forte vitesse du vent FGP faible isobares moins rapprochées faible vitesse du vent S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 23 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 24 6

7 Pression au niveau de la mer (janvier) Pression au niveau de la mer (juillet) S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 25 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 26 Gradient de Pression Vertical Pour l air il existe aussi un gradient de pression vertical dirigé de la surface de la Terre (pressions plus élevées) vers le sommet de l atmosphère (pressions les plus basses) Le gradient de pression vertical est beaucoup plus intense que les gradients horizontaux, mais il est contrecarré par la force de gravité Une particule qui reste à un même niveau dans l air l est en l équilibre hydrostatique Équilibre hydrostatique = bilan des forces dans le fluide sur la verticale Gradient de Pression vertical Gravité (poids de la particule d air) S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 27 Forces et mouvements atmosphériques les mouvements horizontaux de l air sont plus importants que les mouvements verticaux car l atmosphère (et l océan) sont des enveloppes fluides fines distance entre l équateur et les pôles : km élévation moyenne de la troposphère :~ 10 km équilibre hydrostatique (sur la verticale) équilibre entre la force de gravité et le gradient vertical de pression S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 28 7

8 Mais pourquoi la pression atmosphérique varie-t-elle d un lieu à un autre à la surface de la Terre? Énergie solaire reçue en fonction de la latitude Soleil Terre S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 29 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 30 Bilan radiatif terrestre: structure spatiale Rayonnement net = (rayonnement reçu à la surface de la Terre) moins (rayonnement émis à la surface de la Terre) Durant l été austral, les régions recevant le plus d énergie de la part du soleil sont les régions situées légèrement au Sud de l Équateur géographique. Du fait de l inclinaison de l axe de rotation terrestre, les régions tropicales reçoivent beaucoup plus d énergie que les régions subtropicales et polaires Les hautes latitudes de l hémisphère Nord sont les plus déficitaires S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 31 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 32 8

9 Énergie émise par la Terre (IR) Bilan radiatif terrestre Rayonnement net en moyenne annuelle Rayonnement net en moyenne annuelle et ZONALE Énergie solaire incidente (UV et visible) Distribution en latitude de la moyenne annuelle du rayonnement solaire incident moins le rayonnement terrestre émis En moyenne sur le globe le rayonnement incident et le rayonnement émis sont égaux; Il y a un excès de rayonnement solaire incident sous les tropiques; aux plus hautes latitudes le rayonnement incident est inférieur à celui émis par la Terre (i.e., déficit); Afin d équilibrer le déficit et porter le système vers l équilibre, l atmosphère et l océan se mettent en mouvement. Ils transportent l excès de chaleur tropical vers les régions polaires (régions qui perdent continuellement de la chaleur). Températures de surface Rayonnement net en moyenne annuelle Rayonnement net en moyenne annuelle et ZONALE les régions tropicales sont plus chaudes en général que les régions polaires réception et absorption du rayonnement solaire échanges d énergie par les voies atmosphériques et océaniques sinon : régions équatoriales beaucoup plus chaudes; régions polaires beaucoup plus froides S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 33 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 34 Force motrice des mouvements atmosphériques Transport et distribution d énergie calorifique par l atmosphère et les océans zones d excès d énergie près de l équateur zones de déficit d énergie près des pôles le système atmosphère océan cherche à rétablir un certain équilibre entre ces deux zones résultat : la mise en mouvement et la circulation générale de l atmosphère et des océans S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 35 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 36 9

10 Rayonnement net en moyenne annuelle et ZONALE Force motrice Transport de chaleur de l équateur vers les pôles par l atmosphère Le déséquilibre radiatif au sommet de l atmosphère implique qu il doit y avoir un transport méridien interne de chaleur, par l action combinée de l océan et de l atmosphère, égal à ~ W à 30 N/S. Transmission de chaleur par convection Évaluation du transport de chaleur par l atmosphère issu de différentes jeux de données S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 37 S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 38 Condition déséquilibrée de réception et absorption de l énergie entre l équateur et les pôles force motrice de la circulation atmosphérique et océanique transport de l excès d énergie à partir de l équateur vers les pôles où il y a un déficit d énergie transport en plusieurs étapes transport par les deux fluides : masse d air et courant océanique S. Speich N Daniault UBO Climat 4_ 39 10