Synthèse du cours n°5

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
4.1.
4.2.
4.3.
4.4.
4.5.
Définition et signification
Les champs de pression et de vent
La circulation atmosphérique
La circulation océanique en surface et en profondeur
Conclusion
4
Les formes d'énergie (1)
4.1
- Jusqu'à présent, on a évoqué principalement deux formes d'énergie :
- 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)
4.1
- 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
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)
(http://meteocentre.com/toulouse)
4.1
(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)
(http://meteocentre.com/toulouse)
4.1
(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
9 km
-43.5° 307 hPa
8 km
-37°C
7 km
6 km
= 540 hPa
au-dessus
de 5km
264 hPa
357 hPa
-30.5°C 410 hPa
-24°C
472 hPa
5 km
-17.5°C 540 hPa
4 km
-11°C
3 km
2 km
1 km
SFC
= 1013-540 =
473 hPa
entre la
surface et 5
km
616 hPa
-4.5°C 701 hPa
2°C
795 hPa
8.5°C
899 hPa
15°C
1013 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).
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
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
4.1
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
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
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