Synthèse du cours n 7

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1 Synthèse du cours n 7 - La géographie des pressions > 3 km résulte simplement de la géographie des températures (chaud = expansion de la colonne vers le haut avec élévation des niveaux géopotentiels) avec des HP dans la zone tropicale et des BP au niveau des zones polaires, accentuées dans l'hémisphère d'hiver - En surface, c'est plus compliqué car l'effet de la température moyenne de la colonne d'air (par exemple, chaud = baisse de la densité moyenne = BP en surface) se combine avec le mouvement vertical à proximité de la surface (par exemple, subsidence = HP en surface). Les deux effets peuvent donc être antagonistes, comme par exemple dans le cas des anticyclones tropicaux/subtropicaux localisés dans la zone chaude - Un individu (HP ou BP) en surface dont la nature provient principalement de la température moyenne de la colonne d'air est un individu thermique (exemple : l'anticyclone de Sibérie en hiver), alors qu'un individu en surface dont la nature provient principalement du mouvement vertical à proximité de la surface est un individu dynamique (exemple : l'anticyclone des Açores quasi-permanent) - L'ensemble de la ceinture anticyclonique dans la zone tropicale et subtropicale dont fait partie l'anticyclone des Açores est de nature dynamique. Les anticyclones des continents tempérés et polaires (bassin arctique inclus) sont souvent thermiques en hiver, même si ils peuvent être renforcés par de l'air relativement chaud en altitude - Les dépressions polaires et tempérées sont souvent dynamiques mais la température joue un rôle via les gradients horizontaux. Les dépressions tropicales liées à la ZCIT sont de nature thermo-dynamique car la convergence dans les basses couches est consolidée par les températures élevées dans les basses couches - Le vent correspond principalement à l'action de 3 forces : force de pression qui initie le mouvement (des HP vers les BP) et fixe la vitesse (proportionnelle au gradient barométrique) ; force de Coriolis qui dévie le mouvement et induit des mouvements tourbillonnaires (dans l'hémisphère nord : dans le sens des aiguilles d'une montre autour d'une HP et dans le sens inverse autour d'une BP) ; force de friction qui ralentit le mouvement et fait que la direction du vent se rapproche de celle donnée par la force de pression. - La circulation générale de l'atmosphère dépend au départ des variations spatiales du chauffage de l'atmosphère, induites au départ par l'incidence différenciée du rayonnement solaire à la surface de la terre (= chauffage plus intense dans la zone tropicale et décroissant avec la latitude). Elle est fondamentalement différente entre la zone tropicale et les moyennes latitudes + zone polaire

2 Une circulation atmosphérique simplifiée (1) Si la terre ne tournait pas, ou tournait très lentement 4.3 chauffage différentiel (+ à l équateur, - aux pôles) expansion de la colonne équatoriale et contraction des colonnes polaires Z création d un gradient potentiel du sommet de la colonne équatoriale vers ceux des colonnes polaires et de la base des colonnes polaires vers la base de la colonne équatoriale mouvement horizontal compensatoire vers les pôles au sommet et vers l équateur à la base mais la terre tourne! HP BP BP HP Pôle Nord La circulation de Hadley ne concerne donc que la zone tropicale au sens large, soit en moyenne 30 S-30 N environ BP Equateur HP Pôle Sud

3 La circulation de Hadley dans la zone tropicale La circulation de Hadley géopotentiel - ascendance équatoriale (= air au plus fort contenu énergétique, chaud humide et convergent dans les basses couches) au niveau de la ZCIT = zone de fortes pluies - arrêt de la convection à la tropopause (= inversion thermique générale) avec diffluence de l air asséché en direction des pôles) pôles W W Cette circulation connaît une importante modulation saisonnière (= la mousson d'été) quand la ZCIT se décale audessus des continents tropicaux Cette circulation exporte de l énergie vers les pôles car la branche supérieure vers les pôles transporte environ 10% de plus que la branche inférieure - dans les basses couches, le gradient barométrique accélère une partie de l air vers l équateur et les basses pressions de la ZCIT - ce flux matérialisé par les alizés de SE (hém. Sud) et de NE (hém. Nord) apporte de l humidité dans la ZCIT et y alimente la convection profonde SE 30 S NE EQ accélération de l air s éloignant de l équateur vers l est par la rotation de la terre - l accélération se matérialise par les grands courants d ouest à la bordure polaire de la circulation de Hadley) - cet air ne peut pas dépasser ~ 30 de latitude et retombe en partie vers le sol - cet air subsident se réchauffe et s assèche encore = grande ceinture désertique tropicale 30 N

4 Les schémas de circulation atmosphérique La circulation aux moyennes latitudes est très différente de celle de la ZIT ; fort courant d ouest en moyenne à tous les niveaux de la troposphère + gradient thermique horizontal entre zones polaire et tropicale (+ entre océan et continent surtout en hiver) = les transferts d énergie prennent principalement la forme des perturbations tempérées, associées à des dépressions transitoires de ~ km de longueur Anticyclone polaire «froid» Dépression polaire «froide» Dépression subpolaire mobile Anticyclone tropical / subtropical «chaud» Anticyclone tropical / subtropical «chaud» SURFACE (H. NORD) ALTITUDE > 3 km (H. NORD)

5 Les perturbations tempérées (1) Exemple de l'image Infra-Rouge du 11/11/2010 à 00h TU (source : EUMETSAT) 4.3

6 Les perturbations tempérées (2) 4.3 L'enroulement de nuages correspond une dépression en surface et en altitude associée à de l'air chaud dans les basses couches (+5 C vers 57 N vers 1100 m d'altitude au N de l'irlande) précédée et suivie par de l'air plus froid en altitude et dans les basses couches (-8 C vers 57 N vers 1200 m d'altitude au sud du Groënland). Ce système est poussé vers l'est par le gradient barométrique général avec l'anticyclone des Açores chaud au sud et la dépression «islandaise» froide au nord. Situation à 850 hpa, 500 hpa et en surface le 11/11/2010 à 00h TU (source : wetterzentrale)

7 Les perturbations tempérées (3) 4.3 Vue en coupe d une perturbation tempérée au stade mature (c est-à-dire au milieu de son cycle de vie de 3 à 8 jours). La distance horizontale est de l ordre de 1000 à 2500 km Ci Cs Cb As & Ac Nimbo-Stratus & St Cb & Cu Front froid Front chaud - l air chaud du secteur chaud (entre les deux fronts) s élève en convergeant vers le centre de la dépression - l air froid postérieur à l arrière du front froid soulève violemment l air chaud antérieur - les nuages du front chaud correspondent principalement à des faciès cirriformes, puis stratiformes (épaississement lié à l épaisseur de l air chaud soulevé) alors que ceux du front froid correspondent principalement à des faciès cumuléiformes

8 Les perturbations tempérées (4) D2 D1 D1 D3 A D3 D2 4.3 D2 D1 D3 D2 D2 B Séquence de 6 jours du 8/11/2010 au 13/11/2010 à 00h TU (géopotentiel et températures à 850 hpa) - géographie zonale des températures + progression vers l'ouest d'ondes (D) avec une poussée vers le N d'air chaud qui correspond une dépression - les dépressions semblent naître sur l'ouest de l'atlantique Nord là où le gradient thermique méridien est le plus fort (en A le 11/11, 20 C/ 1000 km contre < 5 C/1000 km en B)

9 Génèse et trajectoire des perturbations tempérées 4.3 Schéma de l interaction entre circulation atmosphérique moyenne et perturbations tempérées (cas de l Atlantique Nord) Les perturbations une fois formées sont dirigées par la circulation générale et tendent à la maintenir (par exemple, l air chaud qui monte tend à acquérir du tourbillon cyclonique). Chaque perturbation transporte de la chaleur vers les pôles (+ continents en hiver) et vers le haut. Les perturbations croissent jusqu à un certain point puis s affaiblissent quand la totalité du secteur chaud a été rejeté en altitude secteur préférentiel de formation des perturbations tempérées = Terre Neuve Sud du Groënland (convergence d un air de SSW chaud et humide et d un air de NNW plus froid) Dépression d'islande Anticyclone des Açores Ce système est plus intense en hiver (gradient thermique pôle-tropique + intense) même si les intérieurs continentaux peuvent être abrités par des anticyclones thermiques

10 Le rôle des températures de surface de la mer 4.3 Température de la surface de la mer observées moyennes les 5-6 novembre (source, NOAA) - la circulation atmosphérique/océanique concentre les gradients thermiques méridiens à l'ouest des bassins océaniques aux latitudes tempérées - ces fuseaux constituent les endroits préférentiels de formation des perturbations tempérées parce qu'ils induisent un contraste important entre deux masses d'air différentes - par exemple, au début de novembre, le gradient N-S atteint environ 20 C pour ~ 1000 km au sud de Terre Neuve (un tel écart se fait sur > 3500 km le long des côtes ouest-européennes). Cette disposition existe aussi dans le Pacifique Nord

11 La circulation océanique : la dérive d'ekman la circulation de l eau est déterminée principalement par (i) le vent (couches superficielles) ; (ii) la température et la salinité (en profondeur) - l action du vent ne pénètre en général que quelques dizaines de mètres en profondeur (une centaine de mètres au maximum dans le cas de vents très forts et durables) - le vent agit sur la couche superficielle en la poussant dans le lit du vent avec une déviation liée à la force de Coriolis de quelques dizaines de degré à droite dans l hémisphère nord et à gauche dans l hémisphère sud... - au fur et à mesure qu'on va en profondeur, l'énergie du vent est progressivement dissipée par la viscosité de l'eau (= force de friction), et la déviation liée à la force de Coriolis s'applique à chaque niveau comme sur une pile d'assiettes qui progressivement tourne vers la droite dans l'hémisphère Nord - la couche d Ekman est la couche totale affectée par le vent. Son mouvement moyen est à 90 à droite du vent de surface dans l hémisphère nord (et 90 à gauche dans l hémisphère sud) - la direction en surface est à à droite du vent de surface et à 180 (= opposition) à la base de la couche d Ekman. Le mouvement moyen de la couche d'ekman est à 90 à droite du vent dans l'hémisphère nord

12 La circulation océanique : principe général en surface Vent de surface Mouvement moyen de la couche d Ekman 4.4 Situation typique dans l'hémisphère nord (avec les vents moyens) moyens - la couche d Ekman diverge depuis le centre des dépressions atmosphériques et converge vers le centre des anticyclones 60 N Dépression 30 N Anticyclone Equateur - sur les bords, cela entraîne mécaniquement des remontées d eaux profondes upwellingupwelling autour des anticyclones et des plongeons d eaux de surface downwellingdownwelling autour des dépressions (inverse au centre) - la température du courant marin dépend aussi du sens de l advection de l eau (+ contrainte mécanique due à la rotation de la terre) : courant chaud à l ouest des anticyclones et l est des dépressions et froid à l est des anticyclones et ouest des dépressions) dépressions - Enfin, les courants marins sont plus rapides sur l ouest que sur l est en raison de la rotation de la terre

13 La circulation océanique et la pollution des mers 4.4 Les gyres anticycloniques constituent des véritables «pièges» puisque l'eau de surface converge vers le centre avec des courants horizontaux très faibles Ces pièges sont désormais identifiés comme les «poubelles océaniques» («garbage patch») qui concentrent les débris de toute nature, notamment le plastique qui se décompose en général en plusieurs centaines d'années Vitesse du courant en surface (

14 La géographie des courants marins en surface 4.4 WP WP - le caractère «froid» ou «chaud» des courants marins est RELATIF et fait référence aux eaux traversées et/ou à l air susjascent (par exemple le Gulf Stream à +5 C au nord de la Scandinavie est un courant CHAUD alors que le courant des Canaries à +22 C au large de la Mauritanie est un courant FROID) FROID - courant «froid» à l est des océans tropicaux et à l ouest des océans sub-polaires - courant «chaud» à l ouest des océans tropicaux et à l est des océans sub-polaires - À l'équateur, les alizés provoquent une divergence des eaux de surfaces (= upwellings équatoriaux) équatoriaux sur l'est et le centre du Pacifique et de l'atlantique et une accumulation des eaux chaudes sur l'ouest des bassins (= «warm pool» d'eaux > 27 C sur au moins m d'épaisseur) d'épaisseur - les courants marins de surface + profondeur participent à ~ 40% des transferts de chaleur dans le sens méridien tropiques-pôles

15 Les principes de la circulation océanique 3D 4.4 Circulation 3D dominée par les gradients de température et de salinité = circulation thermohaline. - colonne d eau usuelle = eaux de surface chaudes (donc légères) réchauffées par le rayonnement solaire + effet de serre au-dessus d eaux froides (~ 2 C) en profondeur - le vent mélange les couches de surface sur quelques dizaines de mètres seulement (max une centaine de mètres) - cette stratification est, contrairement à celle de l'atmosphère, stable puisque l'eau chaude «légère» surmonte l'eau froide «lourde» - elle ne peut être déstabilisée que si les eaux de surface sont refroidies jusqu à des températures ~ 2 C et inférieures et/ou si elles sont enrichies en sel (ce qui augmente la densité de l eau) - à ce moment-là les eaux de surface peuvent plonger vers la profondeur (on appelle cela la convection océanique -dont le sens est donc inversé par rapport à l'atmosphère-) - l enrichissement en sel peut être lié à une forte évaporation ou à la formation de glace de mer (car la banquise marine est formée d eaux douces)

16 La combinaison salinité/température (1) Table de la densité de l'eau de mer (en kg/m3) en surface en fonction de la température et de la salinité (psu = practical salinity unit = gr de sels dissous par kg d'eau) 20 psu 25 psu 30 psu 35 psu 40 psu 0 C C C C C C C ( 4.4 L'eau de mer augmente sa densité par 3 processus - refroidissement - évaporation (par concentration) - gel de l'eau de mer (la solidification de l'eau salée libère le sel et la banquise est quasiment douce) Quelques exemples... - Antarctique ~ 34 psu et ~ 0 C = 1028 kg/m3 - Mer Rouge ~ 40 psu et ~ 28 C = 1026 kg/m3 - Mer de Norvège ~ 35 psu et ~ 5 C = 1028 kg/m3 - Aléoutiennes ~ 33 psu et ~ 5 C = 1026 kg/m3 - Indonésie ~ 34 psu et ~29 C = 1022 kg/m3

17 La combinaison salinité/température (2) 4.4 Salinité en PSS en haut et température en C en bas - les latitudes tropicales chaudes et sèches en moyenne correspondent au maximum de salinité (+ les bassins quasi-fermés de la Mer Méditerranée, du Golfe Persique et de la Mer Rouge) - Atlantique plus salé que le Pacifique (car c'est un océan plus étroit et donc plus facilement soumis à de l'air continental plus sec en moyenne, ce qui favorise l'évaporation et donc la concentration en sel) - cette différence est particulièrement nette vers le Nord de l'océan (= transport d'une eau chaude et salée par le Gulf Stream) - si on combine salinité et température, l'eau de surface est alourdie au nord de l'atlantique Nord (surtout à cause du sel) + pourtour Antarctique (surtout à cause de la température basse). Notez que l'arctique est moins salé que le pourtour Antarctique

18 La circulation thermohaline Dans l hémisphère Nord, le bassin Arctique est sans pratiquement d exutoire vers le Pacifique (détroit de Béring peu profond et étroit) et ses eaux froides s'écoulent donc presque exclusivement dans l'atlantique. Dans l hémisphère sud, refroidissement intense autour de l Antarctique surtout au niveau de la mer de Weddel et de Ross = banquise permanente) - L Atlantique est plus salée que le Pacifique - Les eaux de surface plongent dans des cheminées convectives localisées et s étalent sur tous les fonds océaniques à partir de ces secteurs pour remonter très lentement partout ailleurs, particulièrement au niveau des upwellings tropicaux (la durée du trajet entre le plongeon et la remontée est de l'ordre de 1000 ans)

19 La circulation thermohaline dans l'atlantique la circulation océanique 3D et celle de surface sont bien entendu connectées : exemple de l Atlantique Nord évaporation+ refroidissement Courants du vers le Nord = densification Labrador et du Eau chaude et salée progressive des eaux de surface Groënland Golfe du Mexique apportant des eaux 0-2 C froides depuis C l Arctique et Gulf Stream Dérive NordAtlantique Formation de banquise (notamment en automne-hiver) qui libère le sel 20 N Les eaux méditerranéennes jouent un rôle dans ce schéma en apportant du sel aux profondeurs intermédiaires (entre 300 et 700 mètres de profondeur) 70 N Convection océanique entre Islande, Groënland et Norvège des eaux refroidies et salées et redistribution de l eau en profondeur

20 La circulation atmosphérique et océanique : synthèse La circulation océanique et atmosphérique participent aux échanges de chaleur entre les zones/domaines excédentaires du point de vue radiatif et les zones/domaines déficitaires de ce point de vue - La circulation océanique et atmosphérique sont principalement déterminées au départ par les déséquilibres radiatifs et par la contrainte mécanique associée à la rotation de la terre - L'énergie est transportée dans l atmosphère sous forme sensible, latente, potentielle et cinétique. En général, l énergie sensible et latente des basses couches se transforment en énergie potentielle par l ascendance de l air puis en énergie cinétique, mais il existe de fait des conversions ensuite de l'énergie cinétique vers les autres (le frottement dissipe l'énergie cinétique en chaleur = énergie thermique) - La circulation atmosphérique est fondamentalement différente entre (1) la zone tropicale (= ascendance générale de l air chaud et humide dans la ZCIT et subsidence d air sec au-dessus des tropiques et des secteurs océaniques les plus frais, c est-à-dire l est des bassins océaniques tropicaux) et (2) la zone extratropicale (= échange de chaleur essentiellement assuré par les perturbations tempérées transitoires et mobiles avec une ascendance d air chaud et formation d une masse nuageuse enroulée autour du centre dépressionnaire) - Les principales modifications saisonnières sont (1) décalage de la ZCIT vers les continents de l'hémisphère d'été (= les alizés en passant l'équateur deviennent un flux de mousson) alors que la ceinture anticyclonique tropicale se renforce dans l'hémisphère d'hiver ; (2) les perturbations tempérées sont plus intenses en hiver et se décalent un peu en direction des tropiques, mais les intérieurs continentaux (surtout Amérique du Nord et Eurasie) sont alors protégés par des anticyclones thermiques saisonniers - La circulation océanique de surface est forcée par le vent + contrainte mécanique liée à la rotation de la terre. Dés quelques dizaines de mètres de profondeur, l action du vent a été dissipée par la friction de l eau et la circulation océanique est conditionnée par la température et la salinité : les eaux plongent lentement là où elles sont suffisamment denses (nord de l Atlantique Nord et pourtour de l Antarctique) et remontent encore plus lentement partout ailleurs (avec une accélération locale au niveau des upwellings tropicaux)

21 Exercice de cours n 3 - 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 4 uniquement) du même type que les exercices précédents, est en temps limité (10 minutes au total) avec une seule tentative par question - le test est ouvert lundi 21/11 de 00h à 23h55 - attention à respecter le format des réponses! (pas d'article, pas de majuscules, si une valeur numérique est demandée, pas d'unités!)