Télécharger la fiche complète Niveau - Omer7-A

Notion de physique
de l'atmosphère
+ Complément
Fiche détaillée
Niveau
(A partir de la 2nd)
I.
Bilan radiatif de la Terre et effet de serre
Le Soleil et la Terre rayonnent dans des gammes de longueur d’onde très différentes du
fait de leurs températures de surface respectives (6000° pour le Soleil, 15° pour la Terre) l’un
dans le visible autour de 0,5 µm l’autre dans l’infra rouge lointain (ou thermique) autour de 15 µm.
Le bilan radiatif est la différence entre la partie du rayonnement solaire incident absorbé
par le sol et par l’atmosphère et le rayonnement infrarouge thermique que la surface et
l’atmosphère renvoient vers l’espace. C’est une composante essentielle du climat terrestre. Pour
maintenir l’équilibre énergétique du système Terre, et que sur une longue période de temps la
température de la Terre reste constante, globalement la planète réémet, une quantité d’énergie
équivalente aux 342 watts/m2 qui lui viennent du Soleil. En moyenne le bilan radiatif est donc nul.
Figure 1 5 Le bilan radiatif global de la Terre.
Sur cette figure les flèches jaunes représentent les flux d’énergie solaire principalement
dans le visible et les flèches rouges les flux d’énergie rayonnée par la Terre dans l’infrarouge.
Les bilans d’énergie sont calculés aux différentes interfaces en faisant la somme des flux
(solaires et telluriques) qui traversent ces interfaces, en comptant positivement les flux absorbés
par la surface ou par l’atmosphère et négativement ceux qui sont émis. On véri fie ainsi que le
bilan au sommet de l’atmosphère est nul. Le bilan en surface et le bilan de l’atmosphère de
l’énergie rayonnée ne sont pas nuls. Le bilan de l’atmosphère est dé ficitaire de 106 W/m² et le
bilan en surface est au contraire excédentaire de 106W/m². Ces deux bilans s’équilibrent par les
flux non radiatifs (chaleur sensible et chaleur latente) qui correspondent aussi à un transfert
d’énergie de la surface vers l’atmosphère. En fin l’effet de serre naturel est le bilan net du
système Terre atmosphère dans l’infrarouge, il est égal à +153 W/m². Ce piégeage d’énergie
infrarouge dans le système Terre-atmosphère induit une augmentation de la température de
surface de 33°C. En l’absence d’atmosphère, la température d’équilibre radiatif de la Terre serait
de 255°K (-18°C) avec l’effet de serre naturel elle est de 288 °K (+15 °C).
Le réchauffement global actuellement observé est seulement une intensi fication de cet
effet de serre naturel, que l’on appelle effet de serre additionnel. Son ampleur n’est, comme nous
le verrons dans la partie 5, que de quelques watts/m², et reste limitée en comparaison de l’effet
de serre naturel. Si l’effet de serre naturel dont il est question ici permet une élévation de la
température de surface de l’ordre de 33°, l’effet de serre additionnel ne joue actuellement que sur
une variation de l’ordre de un degré, mais celle-ci est suf fisante pour générer des modi fications
climatiques déjà largement perceptibles
II. La structure de l’Atmosphère
L’atmosphère terrestre est constituée d’un empilement de couches horizontales. La
variation de la température est souvent utilisée pour établir cette strati fication. On distingue cinq
zones, chacune d’elles présentant une variation caractéristique de la température.
La troposphère - Elle s’étend du sol à 10 km d’altitude en moyenne (de 6 à 8 km aux
pôles, de 15 à 18 km à l’équateur). Elle est le siège de la plupart des phénomènes
météorologiques. La température y décroît en moyenne avec l’altitude de +15 °C au sol à – 56 °C
au sommet de la couche dont la limite supérieure est appelée tropopause. Du fait de la variation
importante d’altitude de la tropopause en fonction de la latitude, la température qui y règne à la
verticale des pôles (de l’ordre de – 55 °C) est paradoxalement plus élevée que celle qui y règne à
la verticale de l’équateur (de l’ordre de – 80 °C). La troposphère se subdivise en deux couches
superposées : la couche limite atmosphérique d’épaisseur moyenne 1 km qui subit l’in fluence
directe du sol (température, humidité, rayonnement, rugosité, relief, etc..) avec lequel elle est en
contact et la troposphère libre qui se dégage de cette in fluence.
- La stratosphère - C’est une couche calme et très stable située en moyenne entre 10 km
et 50 km d’altitude. La température s’y stabilise puis y augmente avec l’altitude d’environ – 56 °C
à la base à 0 °C au sommet, appelé stratopause. La stratosphère contient l’ozonosphère, zone
de formation et d’accumulation de l’ozone (O3). Les réactions chimiques à l’origine de la
formation de l’ozone produisent de la chaleur (réaction exothermiques). Elles sont responsables
du réchauffement observé dans la couche.
- La mésosphère – Située en moyenne entre 50 et 85 km d’altitude, cette couche
correspond à une nouvelle décroissance de la température qui atteint – 90 °C à son sommet,
appelé mésopause.
- La thermosphère – Elle s’étend de la mésopause à environ 500 km d’altitude et
correspond à une forte croissance de la température. Elle contient l’essentiel de l’ionosphère (ou
électrosphère), couche complexe fortement ionisée par les rayonnements solaire et cosmique,
les rayons UV et les rayons X. L’ionosphère joue un rôle important dans la propagation des
ondes électromagnétiques et dans le circuit électrique global.
- L’exosphère – Cette couche réalise la transition entre l’atmosphère et l’espace libre.
igure 2 : Cette figure montre Les différentes couches
atmosphériques, caractérisées par la variation
verticale de la température (courbe rouge). La pression
elle varie continument de 1013 hecto Pascal au niveau
de la mer à environ100 hPa au niveau de la
tropopause, 5 hPa à 35 km d’altitude et 0,1 hPa au
niveau de la stratopause
III. La circulation atmosphérique
III.I. La circulation atmosphérique générale
Circulation atmosphérique générale
La grande variabilité de la dynamique atmosphérique, liée aux fluctuations quotidiennes,
saisonnières et interannuelles des mouvements des masses d’air, perturbe un état moyen
permanent qui résulte de la répartition géographique de l’énergie solaire et de la rotation de la
Terre. Cette distribution moyenne des vents dans la troposphère, qui constitue la circulation
générale atmosphérique, s’effectue sous la forme d’une circulation zonale (direction est-ouest) et
d’une circulation méridienne (direction nord-sud).
La circulation zonale, qui suit en gros la direction des parallèles, s’organise suivant cinq
zones méridiennes :
1) La zone tropicale et intertropicale limitée par les latitudes 30 ° nord et 30 ° sud environ
est le domaine des alizés, vents de direction moyenne nord-est/sud-ouest dans l’hémisphère
Nord et sud-est/nord-ouest dans l’hémisphère Sud. Les alizés souf flent à partir des régions
anticycloniques dans les basses couches atmosphériques ne dépassant pas 3000 m d’altitude.
Ils se dirigent vers la zone de convergence intertropicale (ZCIT) voisine de l’équateur qui forme
tout autour du globe une ceinture dépressionnaire. Baptisée « pot au noir » par les navigateurs,
cette zone subit alternativement le calme absolu et les orages violents. La ZCIT oscille autour de
sa position moyenne, l’équateur, en fonction de l’alternance des saisons, produisant ainsi le
phénomène de la mousson sur le sous-continent indien et l’Afrique.
2) et 3) Les deux zones tempérées de circulation des vents d’ouest des deux hémisphères
subissent l’in fluence de l’alternance des centres anticycloniques et dépressionnaires. La pression
au niveau de la mer tend à y décroître dans la direction des pôles. Cette circulation est
notamment responsable de la succession des perturbations qui abordent l’ouest de l’Europe.
4) et 5) Les deux zones polaires et subpolaires Nord et Sud, situées au-delà des 60 ° de
latitude sont caractérisées par un anticyclone thermique polaire (créé par la forte densité de l’air
froid) entouré d’une couronne à plus faible pression entraînant une faible circulation de vents
d’est.
La circulation méridienne, qui est la conséquence des convergences des vents de basse
couche s’organise en cellules alternant ascendances et descendances. Les plus nettement
dé finies sont les cellules de Hadley, du nom du savant britannique George Hadley qui a conçu
cette représentation en 1735. Elles réalisent le recyclage en altitude de l’air chaud équatorial
ascendant vers les latitudes tempérées, assurant ainsi le transport de l’énergie solaire
excédentaire qui alimente la zone intertropicale. La convergence, au niveau moyen de l’équateur,
des vents de basse couche des cellules de Hadley de l’hémisphère Nord et de l’hémisphère Sud
produit une intense convection responsable de la formation de vastes systèmes orageux
équatoriaux.
Figure 3 : Schéma de la circulation atmosphérique générale
III.II. Les courants jets
À la limite supérieure de la troposphère existent de très fort courants aériens de direction
moyenne ouest-est et qui se situent à la frontière entre les cellules méridiennes. Ces courantsjets, à peu près horizontaux, concentrent les vents permanents les plus forts de la troposphère
(ils peuvent dépasser 360 km/h) dans des volumes de forme tubulaire aplatie. Larges de
quelques centaines de kilomètres, épais de quelques kilomètres, ils souf flent sur des milliers de
kilomètres. Générés par le mécanisme du vent thermique, ils atteignent leur maximum d’intensité
au-dessus des plus forts gradients méridiens de température observés au sol.
Figure 4 : Les courants jets atmosphériques aux latitudes
moyennes et subtropicales
III.III. La zone de convergence intertropicale
La distribution des centres d’action et son évolution saisonnière gouverne la répartition des
vents de surface autour du globe.
Dans l’hémisphère Nord, l’hiver est caractérisé par un contraste de pression important
entre basses et hautes latitudes. Coups de vent et tempêtes se succèdent alors aux latitudes
tempérées notamment sur l’Atlantique Nord. Le puissant anticyclone de Sibérie provoque de forts
vents de nord-est sur l’océan Indien. C’est la mousson sèche d’hiver. En été, toujours sur
l’hémisphère Nord, les contrastes de pression nord-sud s’atténuent et les vents forts sont plus
rares. Le développement de la vaste zone dépressionnaire qui s’étend de l’Asie Centrale à
l’Afrique entraîne l’air humide de l’océan Indien vers le nord-est provoquant ainsi sur tout le souscontinent indien les fortes pluies de la mousson d’été.
La zone intertropicale est toute l’année le siège des alizés qui forment la zone de
convergence intertropicale (ZCIT). Cet équateur météorologique qui oscille du nord au sud
suivant la saison et qui reçoit les alizés en provenance du nord-est et du sud-est est une zone
relativement calme mais sujette aux orages. C’est le pot au noir des navigateurs. La ZCIT occupe
sa position extrême au sud en janvier et sa position la plus extrême au nord en juillet.
Dans l’hémisphère Sud, la situation dépend beaucoup moins de la saison du fait du
maintien des contrastes de pression nord-sud. Les océans australs sont donc en permanence le
siège de tempêtes et de coups de vent, justi fiant les noms de quarantièmes rugissants et de
cinquantièmes hurlants donnés à ces latitudes par les navigateurs.
Figure 5 : Carte des grands centres d’action, de la circulation atmosphérique de
surface, et de la position de la ZCIT en janvier (été austral) et juillet (été boréal)
IV. La couche limite atmosphérique
En météorologie, on appelle couche limite planétaire la zone de l'atmosphère entre la
surface (terre ou mer), où la friction de l’air sur la surface rugueuse ralentit son déplacement et
l'atmosphère libre où l’in fluence de la surface devient négligeable.
La couche limite, est donc la « tranche d’atmosphère » dans laquelle nous vivons. D’une
épaisseur d’un à deux kilomètres, elle est directement ou quasi-directement in fluencée par les
émissions polluantes que nous y injectons. L’impact des émissions polluantes sur la qualité de
l’air dans la couche est
rapide : de quelques heures à quelques semaines. Ces temps
caractéristiques sont pilotés par les processus physiques et chimiques agissant sur les polluants :
la dispersion, les transformations chimiques et le dépôt au sol et sur la végétation.
La figure ci-dessous montre schématiquement l’évolution de la couche limite par une journée
ensoleillée d’été sur une région continentale tempérée. Durant la nuit, la terre émet du rayonnement
infra-rouge et aucun rayonnement n’est reçu. La terre se refroidit donc et a, peu de temps après le
coucher de soleil, une température inférieure à celle de l’air au dessus. L’air au voisinage du sol se
refroidit et la couche limite se stabilise de plus en plus jusqu’au lever du soleil. Très rapidement, le
bilan radiatif au sol s’inverse, et le soleil chauffe fortement le sol faisant augmenter la couche
turbulente instable, jusqu’à rejoindre la tranche d’atmosphère ne s’étant pas refroidie durant la nuit.
Elle ne peut pas généralement se développer au dessus à cause de la présence d’une inversion de
température. Cette inversion marque le sommet de la couche limite, au delà duquel l’atmosphère est
stable. Lorsque le soleil disparaît, le mécanisme de stabilisation des basses couches s’établit à
nouveau. La couche turbulente et son inversion au dessus se transforment en une couche « fantôme »
appelée couche résiduelle.
Figure 6 : Schéma simplifié de l’évolution de la couche limite atmosphérique
.