DESCRIPTEURS PHYSIQUES ET CHIMIQUES

DESCRIPTEURS PHYSIQUES ET CHIMIQUES
DE L'ATMOSPHERE
1) Généralités
La masse de l'atmosphère est estimée à 5,13 x 1018Kg dont la moitié est située en dessous de
5,5 Kms d'altitude. L'air atmosphérique est un mélange de vapeur d'eau et d'air sec.
Les deux principaux constituants de l'atmosphère sont le C02 et l'02. Il y a beaucoup d'autres
éléments à prendre en compte, N, N2, méthane, O3…
2) Composition théorique de l'atmosphère à proximité de la terre
N2: 78%
02: 21%
Ar: 0,934%
CO2: 0,037%
Les autres composants sont considérés comme étant des "gaz rares", He, Kr, Xe, H2, CH4,
C3H8, NOx, O3, H2O…
Les pollutions atmosphériques peuvent être de 2 types:
→ Dérèglement des proportions, ex: augmentation de l'O3
→ Apport d'autres molécules de gaz, ex: CFC
En plus du mélange air sec + vapeur d'eau, il y a des particules microscopiques en suspension
dans l'air = les aérosols.
→ Pollens
→ Sables et poussières volcaniques (particules minérales)
→ Cristaux de sels provenant de l'évaporation des embruns
→ Spores et bactéries
L'eau peut aussi constituer un support matériel, noyau de condensation, siège de synergie
entre les aérosols.
Dans les basses couches atmosphériques, présence d'eau sous forme gazeuse dont la quantité
peut varier de 0 à 4% du volume de l'air sec.
En plus, il y a des aérosols dus à l'activité humaine.
3) La machine atmosphérique
a. Apport solaire
La distance entre le soleil et la Terre est de 150 000 000 Km. Cet astre rayonne de l'énergie
dans toutes les directions. La Terre intercepte une faible partie du flux énergétique en fonction
de l'obstacle qu'elle constitue.
Si la terre avait la forme d'un disque orthogonal au rayonnement avec un diamètre de 12 730
Km (et donc une surface de 127 Km2) → l'énergie solaire interceptée serait de 1370 W.m2.
Mais la surface terrestre est une sphère, ce qui augmente la surface d'interception du
rayonnement d'un facteur 4 (510 millions de Km), l'apport est donc de 342 W.m2. C'est la
constante solaire.
La Terre présente en fait une forme subsphérique, aplatie aux pôles.
L'énergie solaire joue un rôle dans la circulation des masses d'air entraînant des phénomènes
climatiques (conditionne l'ensemble des climats terrestres).
L'apport solaire est variable en un même point en fonction de la période de l'année.
On observe en fait une inégalité dans la quantité d'ensoleillement entre l'été austral et boréal,
due à l'angle d'incidence des rayonnements solaires différant en différents points du globe. Le
flux varie en fonction de la latitude.
Schéma
b. Rayonnement
Le rayonnement se décompose en spectre des ondes électromagnétiques.
Une onde électromagnétique est un flux de photons qui se déplacent à la vitesse de la lumière.
La lumière est une onde électromagnétique.
Comme toutes ondes, elle est caractérisée par la distance qu'elle parcourt lors de chaque
ondulation. C'est la longueur d'onde.
Plus la longueur d'onde est courte, plus l'énergie transportée est importante.
Dans l'ordre, le la longueur d'onde la plus courte à la longueur d'onde la plus importante, on
distingue:
Les rayons cosmiques, les rayons gamma, les rayons X, les U.V, la fenêtre visible, I.R, radio.
Le rayonnement solaire dépend en grande partie de sa température, 5377°c.
99% de l'énergie solaire est émise entre 0,2µm et 4µm. 42% du rayonnement solaire est émis
dans le visible (de 0,4 et 0,7µm).
c. Devenir de la radiation solaire lors de la traversée d'atmosphère
Une partie est absorbée par l'atmosphère. Cas favorable: atmosphère limpide et sèche des
déserts tropicaux → la radiation solaire peut atteindre ¾ de la constante solaire.
En moyenne la radiation solaire directe est comprise entre ¼ et 1/3 de la constante solaire.
Donc la phase absorbée par l'atmosphère est importante.
Diverses composantes de l'atmosphère jouent le rôle de filtres inégalement efficaces selon les
longueurs d'ondes qui nous parviennent. Au cours de la traversée de l'atmosphère, le flux
énergétique s'amenuise progressivement.
L'albédo du sol est très variable en fonction de la nature du sol (neige, terre, herbe, sable).
L'absorption est due à la vapeur d'eau atmosphérique. La vapeur d'eau est capable d'absorber
6x plus d'énergie que les autres gaz → importance de l'humidité et de la nébulosité dans les
basses couches atmosphériques (3-4 premiers kilomètres).
POUR LES ONDES COURTES
PERTES = 23 + 7 + 6 = 36
DIFFUSION SUR LES
GOUTTELETTES ET LES
POUSSIERES
100
-6
-23
NUAGES
ABSORPTION
DANS
L'ATMOSPHERE
REFLEXION PAR
NUAGES
GAINS =17
RADIATIONS SOLAIRES
DIRECTES
REFLEXION DU
SOL = ALBEDO
-7
31
RADIATIONS
DIFFUSES
1
ABSORPTION = 16 + 31 = 47
GAINS = 47
d. la surface Bilan radiatif de la surface terrestre
La terre émet un rayonnement. La température moyenne de la terre est 15°c, donc l'émission
se fait dans l'infrarouge entre 5 et 20µm.
Schéma pour les grandes longueurs d'ondes.
e. Bilan global
Pour la surface de la Terre:
→ Gains: 47 + 78 = 125
→ Pertes: 98 + 22 + 5 = 125
Pour l'atmosphère:
→ Gains: 17 + 91 + 22 + 5 = 135
→ Pertes: 78 + 57 = 135
Attention: ceci est très théorique, et bien différent du modèle réel.
4) Effet de serre
Processus naturel d'échauffement de l'air par des gaz et des particules atmosphériques qui ont
la propriété de piéger ces radiations de grandes longueurs d'ondes émises par la surface du
globe (absorption dans l'infrarouge).
Ils provoquent la réexpédition de l'IRJ vers la terre, phénomène de va et vient provoquant un
échauffement de l'atmosphère.
Sans ça, les experts estiment que sur terre la température serait de -18°c.
C'est un mécanisme naturel:
→ Il ne modifie par les pertes vers l'atmosphère
→ Commande étroitement l'ambiance à la surface
En son absence:
→ Baisse de la température
→ Ecarts nycthéméraux
POUR LES GRANDES LONGUEURS
D'ONDES
PERTES= 57 + 7 = 64
-7
-57
Rayonnement vers
l'espace
Fraction échappant à
l'absorption atmosphérique
57
7
Absorption par l'atmosphère variable
en fonction des particules aérosols
91
Echauffement de l'atmosphère
terrestre par effet de serre
VA ET VIENT
5)
Bilans réels
Rayonnement terrestre
Retour vers la Terre
98
-98
78
+78
Transfert par
évaporation
22
-22
Turbulence
5
-5
En prenant en compte la diversité des positions sur le globe → dépendance de 3 facteurs:
→ Latitude
→ Transparence atmosphérique
→ Etat de la surface
a. Latitude:
Création d'une différenciation d'ordre zonale. L'angle d'incidence des rayon diminue en allant
vers les pôles → le flux d'énergie est donc réparti sur une surface croissante → baisse de
l'apport énergétique au m2.
Schéma
Ce schéma montre une diminution progressive des valeurs énergétiques en absence
d'atmosphère. L'apport radiatif varie selon les saisons astronomiques (inclinaison de l'axe des
pôles).
L'obliquité des rayons aux fortes latitudes, donc dans des conditions de masse atmosphérique
plus épaisse, est compensée par une atmosphère plus pure ce qui permet de ne pas ajouter de
perte supplémentaire.
Donc si atmosphère ou non → pas grave pour ça?
Schéma: solstice et équinoxe
b. Transparence de l'atmosphère
→ La couverture nuageuse est responsable de l'albedo atmosphérique. La distribution
différentielle des nuages résulte du fonctionnement atmosphérique et de l'inégalité des bilans.
Absence de couverture nuageuse aux latitudes moyennes et subpolaires. Grands contrastes de
couverture nuageuse aux latitudes intertropicales.
L'épaisseur optique de l'atmosphère est due aux aérosols et à la vapeur d'eau → constitue une
barrière au rayonnement → réduction du rayonnement direct et augmentation du rayonnement
diffus.
La distribution dépend du type de fonctionnement climatique et de l'activité des sociétés.
c. Etat de la surface
La nature du substrat a un rôle déterminant car une part de l'énergie reçue est réfléchie.
Valeur moyenne de l'albedo ordre croissant: océan calme (2 à 5%), océan agité, forêt
équatoriale, forêt boréale, prairie, savane, sable, neige vielle, neige fraîche (80 à 90).
6) Division de l'atmosphère
Rééquilibrage thermique entre latitudes inégalement pourvues en énergie se réalise par
transferts indirects → dus à l'hétérogénéité de l'atmosphère.
Hétérogénéité verticale:
Hétérogénéité horizontale:
La couche la plus importante, la
plus proche de la surface terrestre,
est la couche climatique.
C'est une couche importante en
matière de climat, réduite à une
épaisseur de 10 Km → ce qui est
négligeable face à l'énorme
épaisseur atmosphérique. Cette
couche est plus fine aux pôles
qu'à l'équateur.
La rotation terrestre développe
l'écoulement de l'air et aboutit au
tronçonnement de la couche
climatique en bandes
individualisées.
→ Coriolis?
Si l'on prend des mesures de pression, de température et d'hygrométrie, on peut aisément
réaliser un profil de l'atmosphère. C'est grâce à des mesures directes qu'on a pu définir les
couches constitutives de l'atmosphère terrestre.
On peut ainsi définir, de la couche la plus proche de la surface terrestre à la couche la plus
lointaine: la troposphère, la stratosphère, la mésosphère et la thermosphère
(=ionosphère).
Suivant cet ordre, la pression diminue, l'altitude augmente et la courbe de température zigzague au gré des différentes couches. Entre chaque couche, on trouve une limite
correspondant à l'inversion de la tendance de progression de la température: tropopause,
stratopause, mésopause…
La température diminue à mesure de la progression dans la troposphère en fonction d'un
gradient thermique correspondant à 1°c par tranches de 200 mètres, elle augmente ensuite
dans la stratosphère, diminue dans la mésosphère et réaugmente dans la thermosphère.
La région de l'Ozone se trouve dans la stratosphère.
La troposphère est épaisse de 11 Km, elle est le siège de turbulences correspondant aux
phénomène météorologiques. Dans la stratosphère, on peut observer des écoulements d'air en
lamelles, c'est-à-dire selon des mouvements horizontaux. Pas beaucoup de mouvements
verticaux.
Cf. polycopié.
Les principaux phénomènes climatiques se passent dans la troposphère, où l'on observe de
grandes déviations de l'air. C'est aussi une couche où l'on observe une forte teneur en vapeur
d'eau. Les températures sont enregistrées à l'aide de ballons sondes.
La stratosphère est le siège d'une forte remontée en température (jusqu'à 45km). Cela est du à
l'ozone, qui capte les UV (290 à 320nm) → longueur d'onde très néfaste (mélanome, cancer
cutané…).
L'O3 est aussi un polluant quand il est présent dans les couches basses à la suite d'importantes
pollutions anthropiques → provoque l'irritation des voies ORL, larmoiement, toux, cancer…
pour connaître l'effet de certains polluants, on mène des études toxicologiques.
Il y a très peu de mouvements verticaux dans la stratosphère, écoulement en "lames
parallèles" → donc un polluant peut rester très longtemps dans la stratosphère et a donc le
temps de participer à des réactions chimiques qui le transforment.
Par exemple, le CFC sont des gaz inertes dans la troposphère, mais qui, lorsqu'ils montent
dans la stratosphère, provoquent la dissociation de la molécule d'O3 → trou! De plus, les CFC
ont un temps de vie extrêmement long, ils ont donc le temps de rejoindre la stratosphère.
La thermosphère peut allez jusqu'à 500km, 10-8hPa et 500°C.
Depuis l'espace, la troposphère est orange rouge, elle absorbe les longueurs d'onde les plus
courtes, tandis que la stratosphère présente des variations dégradées de bleu → différences de
pression.
L'hétérogénéité horizontale est due à la force de Coriolis. La force de gravité à un rôle dans la
rétention de la masse atmosphérique mais celle-ci est mobile par rapport à la surface terrestre.
Force de Coriolis: Principe de conservation du mouvement de rotation, le produit:
Vitesse x rayon de la circonférence → constant.
Pour un paquet d'air, monter en latitude, c'est encore tourner autour de l'axe des pôles, mais
avec un rayon réduit, donc une vitesse peu à peu accélérée.
En fait, le "paquet" d'air conserve la vitesse acquise à l'équateur, mais la distance à parcourir
est plus faible, il va donc plus vite que les autres masses d'air en présence à des latitudes plus
fortes. Le phénomène est inversé pour une masse d'air provenant du pôle et se dirigeant vers
l'équateur. La déviation se fait vers la droite en HN et vers la gauche en HS. Cependant, il
existe beaucoup d'autres forces à l'échelle terrestre.
Notion d'anneaux à cellules:
Existence de circulation de sens différent selon les latitudes. Les anneaux possède une
épaisseur variant entre 7km au pôle et 12km près de l'équateur.
Pour se représenter la circulation générale des masses d'air, il faut imaginer une coupe de la
terre et de son atmosphère passant par les pôles. De là, on peut observer un mouvement de
l'air des pôles vers l'équateur près du sol et un retour vers les pôles en altitude. En fait, c'est
beaucoup plus complexe. Entre les tropiques et l'équateur = anneaux de Hadley, entre les
tropiques et le cercle polaire = anneaux de Ferrel et aux pôles = calotte glaciaire. On peut
donc distinguer 3 grands anneaux par hémisphère. Entre chaque anneaux, il existe un courant
jet de très grande vitesse. Les courants jet entraînent l'air des couches troposphériques. Ils ont
quelques centaines de Km de large. Leur existence s'expliquent par des différences de
températures et donc de pression très marquées au niveau de la zone de contact des anneaux.
Si l'on coupe selon un méridien, on constate:
→ Une organisation des courants au sein des anneaux
→ Une forte disproportion entre largeur et épaisseur
A la limite des cellules de Ferrel et Hadley il y a confluence en altitude et diffluence dans les
basses couches → déplacement des tropiques à l'équateur → Alizés.
Alizé : vent régulier qui souffle des hautes pressions subtropicales aux basses pressions
équatoriales.
La position des cellules varie quotidiennement :
→ par dilatation
→ par rétraction
Cela a pour conséquence une variation annuelle et saisonnière des bilans énergétiques.
En hiver, la production de froid prend de l'ampleur et la cellule polaire augmente. C'est
l'inverse en été. On observe un glissement général du système avec une descente en latitude
des cellules de l'hémisphère en hiver et une remontée dans celui qui est en été.
L'équateur météorologique (EM) = plan de contact entre les 2 cellules de Hadley → subit un
balancement saisonnier.
7) Pression atmosphérique
Les mouvements de l'air, qui restent soumis aux effets de déviation dus à la rotation terrestre,
ont la particularité d'être commandés par la distribution de pression.
La pression atmosphérique en un lieu, pour une unité de surface considérée, et produite par le
poids de la colonne d'air se trouvant en surplomb.
L'atmosphère pèse 1Kg.cm-2. L'air exerce donc une pression à la surface de la terre. Si
l'atmosphère était équi-répartie, elle exercerait une pression de 1013,25hPa (=760mm Hg) au
niveau de la mer. On arrondi pour définir la Pression normale : 1015hPa. L'atmosphère se
raréfiant en altitude, la pression diminue, 700hPa à 3000 mètres, 500 à 5500 mètres.
Pour représenter un champ de pression, on définit des isobares à intervalle de 5hPa. Un
anticyclone est, à l'inverse d'une dépression, un excédent de pression par rapport à la normale.
Comme pour une carte topographique, on utilise différents termes :
Col = jonction entre 2 dépressions
Pont = jonction entre 2 anticyclones
Dorsale = appendice sortant d'un anticyclone
Talweg = appendice sortant d'une dépression
Les anticyclones et les dépressions sont dits "centres d'action" car la circulation de l'air
s'organise autour d'eux.
→ Les mouvements horizontaux:
L'air en déplacement subit plusieurs contraintes qui contrôlent sa trajectoire:
→ Pression
→ Force de Coriolis
→ Force de friction sur le substrat
Il faut en tenir compte dans l'explication de tout mouvement.
→ Règles de circulation
"Vents géostrophiques et sens du flux":
Présence de deux individus isobariques, l'un excédentaire, l'autre déficitaire = problème du
rééquilibrage du champ de pression.
1010
Vent
géostrophique
1020
Tranfert de masse de la haute vers la basse pression, d'autant plus fort que
la différence est marquée → force du gradient.
Force contraire due à la déviation de Coriolis opposée au transfert attendu.
Le vent géostrophique a une direction parallèle aux isobares. C'est le résultat de l'équilibre
entre les deux forces contraires. Les centres d'action dirigent les déplacements. La vitesse du
vent géostrophique est proportionnelle au gradient de pression.
Les sens des déplacements sont dictés par la déviation de Coriolis → règle de Buys-Ballot
A
A
D
D
Dans l'hémisphère Nord l'air tourne vers la droite autour d'un anticyclone (rotation
anticyclonique) et vers la gauche autour d'une dépression (rotation cyclonique).
AA
B
Dans l'épaisseur de la troposphère, les mouvements présentent des comportements différents
→ friction.
Dans les couches élevées, la simplicité est maximum, dans les couches moyennes, on peut
observer des poussées méridiennes froides ou chaudes, les courants Jet dérivent des méandres.
Vallée = expansion d'air froid dans les tropiques. Crête = expansion d'air chaud vers les pôles.
Dans les couches faibles : les méandres ne progressent plus, on parle de gouttes froides, ce
sont des masses froides à basse latitude (tourbillon cyclonique). On observe aussi des dômes
chauds, qui sont des masses chaudes à haute latitude (anticyclone).
Cf polycopié.
De bas en haut de l'atmosphère, la circulation se simplifie et se modifie. Il y a superposition
d'écoulements distincts, brise, vent, flux et courants Jet sont rarement identiques en direction
et en vitesse.
Cf polycopié.
→ Les mouvements verticaux
La rencontre de 2 flux dans le plan horizontal se traduit par une ascendance sur le plan
vertical = convergence et ascendance → création d'un déficit de pression, dépression, dans les
basses couches.
L'éloignement de 2 flux s'accompagne d'une subsidence → accumulation d'air en basse
couche = anticyclone.
Dans la déviation vers le centre d'un cyclone s'accompagne de montée de l'air → maintien du
déficit en basse couche. La déviation vers la périphérie d'un anticyclone s'accompagne aussi
d'une accumulation d'air.
Vitesse des flux = si un flux rapide rattrape une flux plus lent → il s'élève au dessus de celui
qui le freine → génère une ascendance.
On observe le phénomène inverse si le plus rapide est devant → le retard du flux le plus lent
est comblé par un affaissement de l'air qui est au dessus.
POLLUTION ATMOSPHERIQUE
La qualité de l'air en milieu rural et urbain est un problème important en raison de l'activité
anthropique (chauffage, déplacement).
C'est un problème ancien : à l'époque romaine (61) → "Dès que j'aurai laissé derrière moi
l'oppressant air de la ville…" Sénèque.
La première loi date de 1810: Loi française qui réglemente la pollution de l'air.
Une loi récente date de 1996 : loi sur l'air et l'utilisation rationnelle de l'énergie.
Définition de la pollution de l'air = Europe 1967:
"toute substance étrangère ou dont la variation du taux dans l'atmosphère est susceptible de
provoquer un effet nuisible, ou de créer une nuisance ou une gêne, compte tenu des
connaissances scientifiques du moment".
1) Les principaux polluants et leurs sources
SO2 : dioxyde de souffre → volcan, combustible fossiles, en baisse ces dernières années.
Poussières où particules en suspension → complexe de substances organiques ou minérale,
naturelles ou anthropiques.
Les grosses particules sont arrêtées par les poils du nez. Plus elles sont fines, et plus elles
entrent facilement dans l'arbre bronchique → cancérigène.
Nox : proviennent à 75% du trafic routier et des installations de combustion, centrale
thermique. NO devient vite NO2 dans les centres urbains. Les pots catalytiques permettent
une diminution des émissions. Mais les concentrations atmosphériques ne diminuent que très
peu du fait de l'âge des voitures et de l'augmentation forte du par cet du trafic routier.
Composées organiques volatils : Ils sont multiples, il s'agit d'hydrocarbures (émis par
l'évaporation des bacs de stockage pétroliers, remplissages de réservoirs automobiles), de
composés organiques (provenant des process industriels ou de la combustion incomplète), de
solvants (peintures, encres), de composés organiques émis par l'agriculture et le milieu
naturel.
O3: Contrairement aux autres polluants, l'ozone n'est pas émis par une source particulière
mais résulte de la transformation photochimique de certains polluants dans l'atmosphère
(NOx, COV et CO) en présence d'UV. Les pointes de pollution sont de plus en plus
fréquentes, la pollution de fond augmente aussi.
NOx, COV et CO peuvent former des PAN.
CO: provient de la combustion incomplète des combustibles et carburants. Des taux
importants de CO peuvent être rencontrés quand le moteur tourne dans un espace clos ou
quand il y a une concentration de véhicules qui roulent au ralenti dans des espaces couverts
(tunnel, parking) ainsi qu'en cas de mauvais fonctionnement des appareils de chauffage.
Métaux lourds
2) Phases de la pollution de l'air
Emission (polluants primaires : NOx, HC, SO2,CO) → transport et dispersion (vent,
turbulence, gradient thermiques, pluies) → transformation (en polluant secondaire par le biais
de l'humidité et des UV → H2SO4, O3) → Immiscions, déposition → effets.
Relation émission-immiscion:
3 strates de la pollution atmosphérique :
Echelle locale, en heure, pollution urbaine.
Echelle régionale, en jour, pluies acides ou pollution photochimique.
Echelle planétaire, en années, trou d'O3, effet de serre.
3) Urbanisation et pollution atmosphérique
Les facteurs physiques, chimiques et sociaux influent sur le flux des polluants atmosphériques
en milieu urbain.
→ Facteurs physiques:
Sources: répartition et caractéristique des rejets
Topographie
Climatologie: vent (durée, direction), précipitation, ensoleillement, température de l'air
Effet canyon de certaines rues: lorsque le vent chargé en pollution est fort et dirigé de manière
perpendiculaire à une rue haute et étroite.
Le rapport hauteur/largeur doit être fort pour que cet effet se manifeste.
Si H/D < 0.3 → rue large
Si H/D 0.3<H/D<O.7 → rue étroite mais pas de risque d'accumulation de pollution
Si H/D > 0.7 → rue Canyon.
Influence des précipitations et de l'ensoleillement → bilan radiatif.
Cf Schéma cours.
Ces variations jouent un rôle sur la T°, il fait plus chaud, c'est l'îlot de chaleur urbain.
Îlot de chaleur urbain = une ville est un élément minéral, possédant un nombre élevé
d'habitants, siège des activités humaines. L'accélération du rythme de l'urbanisation dans la
2ème moitié du XXème → modification du climat en ville.
L'îlot urbain est aussi influencé par le bilan radiatif et les conditions météorologiques.
Ecart moyen → >0.5 à 0.8°C, en hiver 1.1 à 1.6°C (chauffage).
Les isothermes d'une ville sont concentriques et circulaires.
Dans une ville avec beaucoup d'espace vert, on ne constate pas d'îlot de chaleur.
Il y a beaucoup de facteurs influençant la température d'une ville (paramètre météo, nombre
d'habitants…).
On constate plus de jours chauds en ville, moins de jours de gels, plus longue période de
développement de la végétation, plus de pluie et plus de cumulus.
Notion de couche d'inversion de la température:
Cf schéma cours
Le vent est le seul moyen de chasser la couche d'inversion.
Si les polluants ne peuvent pas s'échapper pendant un certain temps, on observe la formation
de polluants secondaires.
4) Les grandes villes : qualité de l'air
LONDRE
MEXICO
L.A