UE libre UBO CLIMAT : Passé, présent, futur Plan du chapitre

UE libre UBOCLIMAT :Passé, , présent, futurPlan du chapitre• Comprendre comment la pression et la températureatmosphérique sont reliées entre elles• Établir les forces motrices responsables du mouvement de l’airChapitre 4Circulation atmosphérique• Avoir une idée de la circulation générale de l’atmosphère(essentiellement horizontale) au niveau de la mer (surface) et auniveau de la tropopause• Évaluation du mouvement vertical atmosphériqueS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 1S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 2ATMOSPHÈRE et OCÉAN :FINES ENVELOPPES FLUIDESsur une TERRE TOURNANTErayon de la Terre (R T ) ≈ 6,4 10 6 m = 6400 kmépaisseur troposphère ≈ 10 4 m = 10 km = 1.6 o/oo R TDifférences entre les enveloppes fluides de la Terre:l’atmosphère et l’oclocéanATMOSPHÈRE = GAZOCEAN = LIQUIDEN 2 ~ 78 %O 2 ~ 21 %épaisseur océan ≈ 5 10 3 m = 5 km = 0.8 o/oo R TS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 4Ar ~ 1 %H 2 0 ~ 0.5 %S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 3Composition de l’AtmosphèreCO 2 ~ 0.04 %1

Le sol terrestre est directement chauffé par lerayonnement solaire et, à son tour, il chauffel’atmosphèreLa basse atmosphère (Troposphère) re) estchauffée e par le sol et l’oclocéan• L’atmosphère est subdivisée encouches selon la distribution de satempérature;• Le profil vertical de températureindique clairement les sources etles puits de chaleur pourl’atmosphère.S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 5S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 6ATMOSPHÈRE := GAZSupérieure à 99.9%Masse VolumiqueSupérieure à 99%Supérieure à 90%Supérieure à 50%Pression (mb)Masse volumiqueDistributiondes molécules• La masse volumique ρ est lamasse contenue dans uneunité de volume (i.e., kg/m 3 )• Pour une colonne d’airdonnée, la masse volumiquede l’atmosphère décroîtavec l’altitudeHauteatmosphèreLoi des gaz parfaitsP V= n R TPressionValeurs petitesValeurs grandesNiveau dela mer1 m1 mS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 7S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 82

Pression atmosphériquePression et Masse Volumique• La pression P est une forcepar unité de surface(N/m 2 )• dans ce cas, le poids de lacolonne d’air par unité desurface• La pression à chaque niveaud’altitude dépend de lamasse d’air (poids=mg)contenue au-dessusde ceniveau.P-Surface de la Terre+Sommet del’atmosphèreP-Surface de la Terre+Sommet del’atmosphèreHauteatmosphèreNiveau dela merDonc, puisque la masse d’air diminue avec l’altitude, lapression diminue toujours avec l’altitude1 m1 mS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 9S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 10Variations de Pression• Relation entre les variations de pressionhorizontales et le vent• Quel phénomène cause les variations horizontales dela pression atmosphérique ?• Équation d’état pour les gaz (Loi des gaz parfaits)Variations de Pression• Équation d’état pour les gaz (Loi des gazparfaits) PV = nRT→ P=(nMnM/V) RT/M= ρ RT/MP= ρ (R/M)T=ρ r T si r=R/M=csteP= ρ r TLa pression (P) varie si la masse volumique (ρ) varie ousi la Température (T) varieP, ρ et T sont liéesS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 11S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 123

Pression et masse volumiqueTempérature et Masse VolumiqueP = ρ r T (avec r=R/M)P = ρ r T ρ = P/rTcolonne d’airchaud• Pour un volume d’air donné, lapression variera si la massede l’air contenue dans cevolume varie(i.e. ρ car ρ = m air /V)colonned’airsurfacePoidsde l’airLes deux colonnes d’air, demême masses, ci-contre ontdes températuresdifférentes. La colonne froidea une masse volumique plusimportante (car la massevolumique est inversementproportionnelle à latempérature)colonne d’airfroidP froidaugmentationde latempérature=P chaudS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 13S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 14Température et PressionP = ρ r T•La température affecte lafaçon dont la pressiondécroît avec l’altitude.•La pression diminue avecl’altitude plus rapidementdans de l’air froid que dansde l’air plus chaud.•A 5km d’altitude la pressionest plus forte au point 2=Variation d’élévation – surface isobareA cause des variations demasse volumique, une surfaceisobare s’élève dans de l’airchaud, s’abaisse dans de l’airfroid.Là où la température change leplus rapidement, l’élévation dela surface isobare évolue leplus rapidement.Changement de l’élévation de lasurface isobare 500hPa:Là où la surface isobares’abaisse le plus rapidement, lesiso contours se resserrent.S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 15S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 164

Force• Deuxième loi de Newton :F = m aForce = masse x accélération• IntensitéForces qui agissent sur les particulesd’airmouvements horizontaux• Force du gradient depression• Force de Coriolis• Frottement• Gravitémouvement verticaux• DirectionS. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 21S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 22Force du Gradient de Pression•Met l’air en mouvementelle est dirigée des hautespressions vers les bassespressions•Son intensité est proportionnelleà l’espacement desisobares (plus intense si lesvariations de pression sefont sur une courtedistance)•Plus le gradient de pressionest important, plus fortssont les ventsLa Force du Gradient de Pression(FGP) détermine la vitesse du vent• FGP élevée– isobares très rapprochées– forte vitesse du vent•FGP faible– isobares moinsrapprochées– faible vitesse du ventS. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 23S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 246

Pression au niveau de la mer (janvier)Pression au niveau de la mer (juillet)S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 25S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 26Gradient de Pression VerticalPour l’air il existe aussi un gradient de pression vertical dirigéde la surface de la Terre (pressions plus élevées) vers lesommet de l’atmosphère (pressions les plus basses)Le gradient de pressionvertical est beaucoup plusintense que les gradientshorizontaux, mais il estcontrecarré par la forcede gravitéUne particule qui reste à unmême niveau dans l’air lest enl’équilibre hydrostatiqueÉquilibre hydrostatique= bilan des forces dans lefluide sur la verticaleGradient de PressionverticalGravité (poids de laparticule d’air)S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 27Forces et mouvementsatmosphériquesles mouvements horizontaux de l’air sont plusimportants que les mouvements verticaux carl’atmosphère (et l’océan) sont des enveloppesfluides fines–distance entre l’équateur et les pôles : 10 000 km–élévation moyenne de la troposphère :~ 10 kméquilibre hydrostatique (sur la verticale)–équilibre entre la force de gravité et le gradientvertical de pressionS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 287

Mais pourquoi la pression atmosphériquevarie-t-elle d ’un lieu à un autre à la surfacede la Terre ?Énergie solaire reçue en fonction de la latitudeSoleilTerreS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 29S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 30Bilan radiatif terrestre: structure spatialeRayonnement 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 dusoleil sont les régions situées légèrement au Sud de l’Équateurgéographique.Du fait de l’inclinaison de l’axe de rotation terrestre,les régions tropicales reçoivent beaucoup plus d’énergieque les régions subtropicales et polairesLes hautes latitudes de l’hémisphère Nord sont les plus déficitairesS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 31S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 328

Énergie émisepar la Terre(IR)Bilan radiatif terrestreRayonnement net en moyenne annuelleRayonnement net en moyenne annuelle et ZONALEÉnergie solaireincidente (UV etvisible)Distribution en latitude de la moyenneannuelle du rayonnement solaire incidentmoins le rayonnement terrestre émis• En moyenne sur le globe lerayonnement incident et lerayonnement émis sontégaux;• Il y a un excès de rayonnement solaireincident sous les tropiques; aux plushautes latitudes le rayonnementincident est inférieur à celui émis parla Terre (i.e., déficit);• Afin d’équilibrer le déficit et porter lesystème vers l’équilibre, l’atmosphèreet l’océan se mettent en mouvement.Ils transportent l’excès de chaleurtropical vers les régions polaires(régions qui perdent continuellementde la chaleur).Températures de surfaceRayonnement net en moyenne annuelleRayonnement net en moyenne annuelle et ZONALEles régions tropicales sont pluschaudes en général que les régionspolaires– réception et absorption durayonnement solaireéchanges d’énergie par les voiesatmosphériques et océaniques– sinon : régions équatorialesbeaucoup plus chaudes; régionspolaires beaucoup plus froidesS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 33S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 34Force motrice des mouvementsatmosphériquesTransport et distribution d’énergie calorifiquepar 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 àrétablir un certain équilibre entre ces deuxzones• résultat : la mise en mouvement et lacirculation générale de l’atmosphère et desocéansS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 35S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 369

Rayonnement net en moyenne annuelle et ZONALEForce motriceTransport de chaleur de l’équateurvers les pôles par l’atmosphèreLe déséquilibre radiatif ausommet de l’atmosphèreimplique qu’il doit y avoir untransport méridien interne dechaleur, par l’action combinéede l’océan et de l’atmosphère,égal à ~6 10 15 W à 30°N/S.Transmission de chaleur parconvectionÉvaluation du transport dechaleur par l’atmosphère issude différentes jeux dedonnéesS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 37S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 38Condition déséquilibrée de réception et absorptionde l’énergie entre l’équateur et les pôlesforce motrice de la circulation atmosphériqueet océaniquetransport de l’excès d’énergie à partir del’équateur vers les pôles où il y a un déficitd’énergietransport en plusieurs étapestransport par les deux fluides : masse d’air etcourant océaniqueS. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 3910