Synthèse du cours n 5 - le cycle annuel des précipitations dans la zone tropicale est dominé par la translation de la ZCIT en direction de l'hémisphère d'été, plus prononcée sur les continents (= mousson) - aux latitudes extratropicales, la bande des perturbations tempérées est plus intense en hiver et a tendance à se rapprocher des tropiques, mais les intérieurs continentaux sont alors sous des conditions anticycloniques (= subsidence et donc inhibition des précipitations + froid dans les basses couches qui défavorise l'évaporation - le relief influence la géographie des précipitations en forçant mécaniquement l air à s élever sur la façade «au vent», c est-à-dire le versant qui reçoit le flux. L air a tendance à redescendre sur la façade «sous le vent», autrement dit à l opposé de celle qui reçoit le flux. - l altitude et l ampleur du maximum pluviométrique «au vent» dépendent étroitement du degré de saturation de l air au pied de l obstacle orographique et de la température qui fixent la quantité maximale de vapeur d eau de l air saturé, et ainsi la quantité maximale de précipitations induites localement - dans le cas d un air proche de la saturation, le max. n est pas très élevé alors qu un air relativement sec va devoir monter longtemps avant d atteindre la saturation. Par ailleurs, le max. sera peu marqué dans de l air froid qui ne peut pas contenir beaucoup de vapeur d eau avant d être saturé - la signature des reliefs dans la géographie des précipitations dépend enfin de la permanence en direction et de l intensité du flux humide - le débit des rivières est conditionné par des facteurs multiples, dont la nature et la quantité des précipitations, la nature des sols et les caractéristiques topographiques du bassin-versant, et le niveau de températures (présence/absence de neige et variation de l intensité de l évaporation et de la transpiration des végétaux). - les régimes glaciaires, nivaux et pluviaux (zone extratropicale) sont surtout influencés par les températures alors que le régime tropical est essentiellement conditionné par les précipitations.
Correction du test n 2 1. Dans la liste suivante, associer les changements d'état de l'eau qui consomment de la chaleur latente et ceux qui en libèrent ; - sublimation - absorbe - condensation - libère - solidification - libère - fusion - absorbe - évaporation - absorbe 2. Le maximum pluviométrique se situe - sur les pentes sous le vent - toujours au sommet - jamais au sommet - sur les pentes au vent - sur les pentes au vent 3. En moyenne zonale, où se situe le minimum absolu des précipitations moyennes annuelles? - vers 25 N à la latitude du Sahara - à l'équateur - vers 45 S - aux pôles - aux pôles 4. Comment s'appelle le passage de l'eau gazeuse à l'eau liquide - la fusion - la solidification - l'évaporation - la sublimation - la condensation - la condensation 5. Quelle est la valeur moyenne (à 10% près) des précipitations moyennes annuelles à l'échelle planétaire (en mètre)? 1 6. Comment s'appelle le régime hydrologique où la fonte de la neige a le plus fort impact? - nival 7. En quelle saison se produit en général le maximum des pluies dans la zone tropicale? - été 8. L'évaporation est défavorisée par de l'air chaud. Vrai/Faux? - faux 9. L'évaporation (moyenne annuelle) est maximale au-dessus des océans tropicaux. Vrai/Faux? - vrai 10. Le régime pluviométrique des continents aux moyennes latitudes est toujours caractérisé par un maximum hivernal. Vrai/Faux - faux
Plan général de la partie 4 : la circulation océanique et atmosphérique 4 4.1. Définition et signification 4.2. Les champs de pression et de vent 4.3. La circulation atmosphérique 4.4. La circulation océanique en surface et en profondeur 4.5. Conclusion
Les formes d'énergie (1) - Jusqu'à présent, on a évoqué principalement deux formes d'énergie : 4.1 - l'énergie thermique (Et) proportionnelle à la température (en Kelvins) - l'énergie latente (El) proportionnelle à la quantité de vapeur d'eau - la circulation de l'air et de l'eau implique deux autres formes d'énergie : - l'énergie cinétique (Ec) proportionnelle au carré de la vitesse. La vitesse horizontale du vent ou d'un courant marin correspond à cette énergie, mais il y a aussi des mouvements verticaux, en général plus lents que les mouvements horizontaux, dans l'air et dans l'eau et qui contribuent aussi à l'énergie cinétique - l'énergie potentielle (Ep) proportionnelle à l'altitude. L'énergie potentielle peut être mesurée de différentes façons. Sa mesure usuelle en surface est liée à la pression atmosphérique = poids de la colonne d'air au-dessus d'une surface, le poids étant le produit de la masse et de l'accélération. La pression moyenne au niveau de la mer est de 101325 Pascals ou 1013.25 hectopascals - Ec et Ep sont étroitement reliés car les mouvements qui matérialisent Ec résultent en première approximation des gradients d'ep par rapport à une situation d'équilibre (dans laquelle par définition, il n'y a pas de mouvement).
Les formes d'énergie 4.1 Ces formes d'énergie sont étroitement reliées, partant du premier principe de thermodynamique («rien ne se créé, tout se transforme»). Par exemple, imaginons une masse d'air échauffée par de l'eau chaude L'augmentation du volume et l'élévation résultante a de fait augmenté son Ep et le mouvement vers le haut a aussi engendré de l'ec. La friction lors du mouvement génère de la chaleur même dans l'air (ce qui augmente Et) Si l'air est ramené vers le bas, par exemple parce qu'il y a une accumulation dans les couches supérieures, la compression (= baisse du volume) re-transforme de l'ep en Et sachant que n'importe quelle conversion n'est jamais à 100% efficace (second principe de thermodynamique) Un gaz échauffé augmente son volume ce qui diminue la densité (= détente) ce qui baisse sa température (= baisse de Et). Si le refroidissement est suffisant pour saturer la vapeur d'eau, la condensation transforme une partie de El (qui diminue progressivement) en Et (qui augmente) De la chaleur sensible et latente sont transférées à l'air depuis l'eau chaude ce qui augmente son Et et son El.
La circulation : le vent (1) - la circulation de l'air (et de l'eau) se fait selon les 3 dimensions (x,y,z) et dépend essentiellement des gradients de pression + la rotation de la terre. Elle résulte donc de l'application de différentes forces (appliquer une force à un objet = lui imprimer une accélération à partir d'une situation d'équilibre où il n'y a pas de mouvement via un équilibre entre forces de direction opposée) - le vent matérialise le mouvement horizontal de l'air des secteurs où il y a un excédent d'air (= hautes pressions) vers ceux où il y a un déficit d'air (= basses pressions) Exemple du vent à Marseille-Marignane les 19 et 20/10/2011 4.1 Le vent bascule de l'est au début de matinée du 19, puis progressivement au sud (vers 12h le 19), puis à l'ouest (vers 16h le 19) et enfin au NW (= mistral) depuis à partir de 18h TU. Sa vitesse d'abord faible se renforce à partir de sa bascule au NW (> 60 km/h en moyenne à 6h TU avec des rafales > 85 km/h) (données issues du site www.infoclimat.fr)
La circulation : le vent (2) 4.1 (http://meteocentre.com/toulouse) (http://www.eumetsat.com) Situation le 19/10/2011 à 12h TU - anticyclone sur le proche-atlantique et dépression principale centrée sur le sud de la Scandinavie qui contrôle une perturbation dont le front principal s'étend des pays baltes jusqu'au Languedoc et le nord de l'espagne - dépression secondaire sur le sud de la France, notamment une centrée sur le delta du Rhône - l'air s'écoule dans le sens des aiguilles d'une montre autour d'un anticyclone et dans le sens inverse autour d'une dépression dans l'hémisphère nord et sa vitesse est déterminée par le gradient barométrique = vent faible de secteur S à Marseille-Marignane
La circulation : le vent (3) 4.1 (http://meteocentre.com/toulouse) (http://www.eumetsat.com) Situation le 20/10/2011 à 06h TU - assez semblable à 18h auparavant excepté une dépression qui s'est creusée du Golfe de Gênes au nord de l'adriatique. Le front est décalé de 10-15 vers l'ese par rapport à sa situation antérieure (translation générale des systèmes vers l'est aux latitudes moyennes) - la situation en Provence a radicalement changé puisque nous sommes maintenant à l'ouest d'une dépression assez creuse (hier, nous étions à l'est d'une dépression peu marquée) sur un secteur de fort gradient barométrique = vent fort de NW (avec une accélération locale liée à la topographie de la vallée du Rhône (effet venturi) - interaction entre la circulation générale d'ouest et des processus à échelle spatiale plus fine
La circulation : les forces dans le plan vertical Comme l air est un gaz, donc compressible, il est plus dense dans les basses couches. Cela ajouté à la masse de plus en plus faible quand on monte (puisqu on laisse de l air en-dessous de soi) fait que la densité de l air baisse avec l altitude. Cela crée une force de pression dirigée vers le haut 4.1 L air et l eau sont d abord soumis à une force universelle : l attraction gravitationnelle (ou gravité) due à la masse de la terre et qui est égale à une accélération de 9.8 m/s -2 dirigée vers le centre de la terre qui va donc «plaquer» l air et l eau à la surface de la terre Il y a un équilibre vertical entre l attraction gravitationnelle et la force de pression vers le haut = équilibre hydrostatique
La circulation : la structure verticale de l'air L atmosphère moyen est globalement en équilibre vertical et horizontal avec une décroissance de la température avec l altitude de 6.5 C par km dans la troposphère (parce que la densité diminue et que l atmosphère est principalement échauffée par la surface terrestre) 10 km -50 C 264 hpa 9 km 8 km 7 km 6 km 5 km = 540 hpa au-dessus de 5km -43.5-37 C -30.5 C 410 hpa -24 C 307 hpa 357 hpa 472 hpa -17.5 C 540 hpa 4.1 La pression mesure le poids de la colonne d air au-dessus d une surface (mesuré en Pascals). Plus on monte, plus ce poids décroit et comme l air est un gaz, la décroissance est de moins en moins rapide car l air est plus dense dans les basses couches. On peut aussi mesurer l altitude d un certain niveau de pression: cette altitude mesure l énergie potentielle (en mètre géopotentiels mgp ~ mètres) comme la pression en surface. Par exemple, on peut mesurer l altitude où on trouve le niveau 700 hpa (en moyenne à 3 km d altitude). 4 km 3 km 2 km 1 km SFC = 1013-540 = 473 hpa entre la surface et 5 km -11 C -4.5 C 2 C 8.5 C 15 C 616 hpa 701 hpa 795 hpa 899 hpa 1013 hpa L air est accéléré des hautes pressions / hauts géopotentiels vers les basses pressions / bas géopotentiels. Autrement dit, le vent est dirigé des hautes pressions (hauts géopotentiels) vers les basses pressions (bas géopotentiels). Sa vitesse est déterminée par le gradient barométrique ou potentiel.
La circulation : la convection verticale Pourquoi l air monte t'il? 1. à cause de variation de densité par rapport à l équilibre hydro-statique, par exemple par échauffement des basses couches (= baisse de la densité en bas) et/ou refroidissement des couches supérieures (= hausse de la densité en haut), c est-à-dire tout ce qui contribue à augmenter le gradient thermique vertical. 2. à cause d un enrichissement de l air en vapeur d eau dans les basses couches (la vapeur d eau est moins dense que l air sec et est susceptible de libérer la chaleur latente quand elle se condense) 3. «au vent» d un obstacle topographique 4. à cause d une confluence dans les basses couches et/ou une diffluence dans les couches supérieures 5. à cause d un ralentissement dans les basses couches et/ou d un accélération dans les couches supérieures 4.1 Les deux premiers mécanismes se regroupent sous le terme de convection «libre» alors que les trois suivants se regroupent sous le terme de convection «forcée» Tous ces mécanismes ne sont pas indépendants les uns des autres: par exemple, de l air qui s échauffe par le bas s élève, ce qui tend à créer un déficit de masse dans les basses couches, ce qui induit une confluence mécanique Les mécanismes opposés (refroidissement dans les basses couches, réchauffement dans les couches supérieures, assèchement, diffluence dans les basses couches etc.) tendent à créer des mouvements de subsidence, dirigés vers le bas
La circulation : la rotation de la terre 4.1 la circulation atmosphérique et océanique est aussi influencée par le fait que la terre tourne, ce qui induit une déviation systématique des mouvements horizontaux et verticaux = force de Coriolis Rotation dans le sens inverse des aiguilles d une montre état immobile A A A B B trajectoire de A vers B initiale trajectoire de A vers B réelle = déviation curviligne vers la droite par rapport à la trajectoire initiale (et vers la gauche si la rotation se fait dans le sens des aiguilles d une montre) - si on regarde la rotation de la terre selon l axe des pôles au-dessus du pôle nord, elle tourne dans le sens inverse des aiguilles d une montre alors que si on regarde la rotation de la terre au-dessus du pôle sud, elle tourne dans le sens des aiguilles d une montre - la force de Coriolis dévie tous les mouvements. Pour les mouvements horizontaux de l air dans l air vers la droite dans l hémisphère nord et vers la gauche dans l hémisphère sud. Elle s annule à l équateur et est proportionnelle (1) à la vitesse du mouvement et (2) à la latitude B
La circulation : moyenne annuelle de la pression 4.2 Pressions réduites au niveau de la mer (moyenne annuelle) en hpa - écarts globalement faibles par rapport à la moyenne au niveau de la mer (1013.25 hpa). Les records instantanés vont de 890 hpa pour certains cyclones tropicaux très puissants (peut-être moins au centre de certains tornades?) à 1085 hpa pour l'anticyclone de Sibérie en hiver - organisation zonale avec une bande de pressions < normales à proximité de l'équateur (= ZCIT), puis une ceinture anticyclonique vers les tropiques/zone subtropicale axée vers 30 N et S, puis des basses pressions sub-polaires (surtout sur les océans dans l'hémisphère nord) et enfin des pressions > normales au niveau des zones polaires (données à juger avec prudence au-dessus de l'antarctique (altitude moyenne de 3500-4000 m)
La circulation : le cycle annuel de la pression 4.2 - la structure spatiale annuelle est présente, mais il y a aussi de fortes variations saisonnières, notamment sur les continents tropicaux et des latitudes moyennes - BP < 1013.25 hpa entre 20 N et S se décalant vers l hémisphère d été surtout sur les continents (ex: Inde en JJA). Cette zone de BP mobiles est la trace au sol de la Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT) qui correspond approximativement aux plus fortes précipitations de la zone tropicale - HP tropicales et subtropicales entre 20 et 40 (quasiment permanentes sur les océans, plus continues dans l hémisphère d hiver, moins continues, plutôt restreintes sur les océans et se décalant en direction des latitudes moyennes dans l hémisphère d été) - BP subpolaires accentuées dans l hémisphère d hiver au-dessus des océans - HP polaires accentuées en hiver s étendant alors vers les continents sub-polaires et des moyennes latitudes de l hémisphère nord
La circulation : le géopotentiel à 500 hpa 4.2 Géopotentiel moyen à 500 hpa en mgp (moyenne climatologique = 5560 mgp) : géographie beaucoup plus simple et plus stable que les pressions au niveau de la mer ; - HP tropicales et subtropicales se décalant et se renforçant en direction de l hémisphère d été - BP polaires renforcées dans l hémisphère d hiver. Des grandes oscillations sont visibles en hiver audessus des continents de l hémisphère nord avec des «vallées» d air sur l est de l Amérique du Nord et de l Eurasie et des «crêtes» sur les océans et l ouest de l Amérique du Nord et de l Eurasie - le gradient entre les deux (c est-à-dire la pente de l air) est concentré aux moyennes latitudes avec de l air accéléré de la zone tropicale vers la zone polaire Cette géographie avec des HP tropicales et des BP polaires existe dés 2-3 km d altitude
La circulation : le rôle de la température 4.2 Qu est-ce qui explique les variations des pressions/géopotentiels? 3 facteurs principaux, dont deux sont beaucoup plus importants - la température moyenne de la colonne d air - le mouvement vertical à proximité de la surface - la quantité de vapeur d eau (car elle est moins dense que l air sec) - si on chauffe une colonne d air, on diminue sa densité (un volume d un m3 d air sec à -10 C, 0 C, 10 C, 20 C, 30 C au niveau de la mer «pèse» 1.341 kg, 1.292 kg, 1.247 kg, 1.204 kg, 1.164 kg) ce qui provoque une poussée d Archimède dirigée vers le haut. - cela élève donc les niveaux géopotentiels de la colonne d air par rapport aux autres - et on diminue globalement la pression en surface puisque la densité moyenne de la colonne d air tend à diminuer (autrement dit la colonne d air pèse moins lourd) - cette détente vers le haut n est par ailleurs pas infinie puisqu elle s accompagne d une baisse de la température - c est l inverse pour un refroidissement - donc chaud = hausse du géopotentiel en altitude et baisse de la pression en surface et froid = baisse du géopotentiel en altitude et hausse de la pression en surface. - En altitude, le facteur thermique est pratiquement unique et le géopotentiel répond donc essentiellement à la température moyenne de la colonne d air - En surface, le mouvement vertical vers ou depuis la surface a aussi de l importance