Chapitre IV (Début) - Espace d`authentification univ-brest.fr

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CLIMAT :
Passé, présent, futur
Plan du chapitre
• Comprendre comment la pression et la température
atmosphérique sont reliées entre elles
• Établir les forces motrices responsables du mouvement de l’air
Chapitre 4
Circulation atmosphé
atmosphérique
• Avoir une idée de la circulation générale de l’atmosphère
(essentiellement horizontale) au niveau de la mer (surface) et au
niveau de la tropopause
• Évaluation du mouvement vertical atmosphérique
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 1
ATMOSPHÈRE et OCÉAN :
FINES ENVELOPPES FLUIDES
sur une TERRE TOURNANTE
rayon de la Terre (RT)
épaisseur troposphère
épaisseur océan
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 2
Diffé
Différences entre les enveloppes fluides de la Terre:
l’atmosphè
atmosphère et l’l’océ
océan
ATMOSPHÈRE = GAZ
OCEAN = LIQUIDE
≈ 6,4 106 m = 6400 km
≈ 104 m
= 10 km
= 1.6 o/oo RT
≈ 5 103 m
= 5 km
= 0.8 o/oo RT
N2 ~ 78 %
O2 ~ 21 %
Ar ~ 1 %
H20 ~ 0.5 %
CO2 ~ 0.04 %
Composition de l’Atmosphère
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 3
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 4
1
Le sol terrestre est directement chauffé
chauffé par le
rayonnement solaire et, à son tour, il chauffe
l’atmosphè
atmosphère
La basse atmosphè
atmosphère (Troposphè
(Troposphère) est
chauffé
chauffée par le sol et l’l’océ
océan
• L’atmosphère est subdivisée en
couches selon la distribution de sa
température;
• Le profil vertical de température
indique clairement les sources et
les puits de chaleur pour
l’atmosphère.
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 5
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 6
ATMOSPHÈRE := GAZ
Masse Volumique
Supérieure à 99.9%
Supérieure à 99%
Supérieure à 90%
Distribution
des molécules
Supérieure à 50%
Pression (mb)
Loi des gaz parfaits
P V= n R T
• La masse volumique ρ est la
masse contenue dans une
unité de volume (i.e., kg/m3)
• Pour une colonne d’air
donnée, la masse volumique
de l’atmosphère décroît
avec l’altitude
Haute
atmosphère
Masse volumique
Niveau de
la mer
Pression
Valeurs petites
Valeurs grandes
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1m
1m
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 8
2
Pression et Masse Volumique
Pression atmosphérique
Sommet de
l’atmosphère
• La pression P est une force
par unité de surface
(N/m2)
• dans ce cas, le poids de la
colonne d’air par unité de
surface
• La pression à chaque niveau
d’altitude dépend de la
masse d’air (poids=mg)
contenue auau-dessus de ce
niveau.
-
Sommet de
l’atmosphère
-
Haute
atmosphère
P
+
P
+
Surface de la Terre
Niveau de
la mer
Surface de la Terre
1m
1m
Donc, puisque la masse d’air diminue avec l’altitude, la
pression diminue toujours avec l’altitude
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S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 10
Variations de Pression
Variations de Pression
• Relation entre les variations de pression
horizontales et le vent
• Quel phénomène cause les variations horizontales de
la pression atmosphérique ?
• Équation d’état pour les gaz (Loi des gaz parfaits)
• Équation d’état pour les gaz (Loi des gaz
parfaits) PV = nRT
→ P=(nM
/V) RT/M= ρ RT/M
P=(nM/V)
P= ρ (R/M)T= ρ r T si r=R/M=cste
r=R/M=cste
P= ρ r T
La pression (P) varie si la masse volumique (ρ) varie ou
si la Température (T) varie
P,
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ρ et T sont liées
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3
Température et Masse Volumique
Pression et masse volumique
P =
ρr T
• Pour un volume d’air donné, la
pression variera si la masse
de l’air contenue dans ce
volume varie
(i.e. ρ car
P =
(avec r=R/M)
colonne
d’air
Poids
de l’air
ρ = mair/V)
surface
ρr T
ρ = P/rT
P/rT
Les deux colonnes d’air, de
même masses, ci-contre ont
des températures
différentes. La colonne froide
a une masse volumique plus
importante (car la masse
volumique est inversement
proportionnelle à la
température)
colonne d’air
chaud
colonne d’air
froid
augmentation
de la
température
Pfroid
=
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Température et Pression
P =
Pchaud
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Variation d’élévation – surface isobare
A cause des variations de
masse volumique, une surface
isobare s’élève dans de l’air
chaud, s’abaisse dans de l’air
froid.
Là où la température change le
plus rapidement, l’élévation de
la surface isobare évolue le
plus rapidement.
ρr T
•La température affecte la
façon dont la pression
décroît avec l’altitude.
•La pression diminue avec
l’altitude plus rapidement
dans de l’air froid que dans
de l’air plus chaud.
•A 5km d’altitude la pression
est plus forte au point 2
Changement de l’élévation de la
surface isobare 500hPa:
Là où la surface isobare
s’abaisse le plus rapidement, les
iso contours se resserrent.
=
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S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 16
4
Variations de pression
verticales et horizontales
Gradient de Pression Horizontal
La pression diminue avec l’altitude
(donc selon la direction verticale)
La pression change aussi d’un lieu
géographique à un autre, même situés
à la même altitude (variations
horizontales de pression, dues aux
différences de températures)
Gradient de pression =
variation de pression sur une
distance donnée
Pression (mb)
Les variations de pression sur la
verticale sont beaucoup plus
importantes que sur l’horizontale
L’écartement des isobares
(lignes d’égale pression)
montre le gradient de pression
horizontal.
Néanmoins les variations
horizontales de pression sont très
importantes car elles sont la raison
de l’existence des vents
(mouvements d’air horizontaux)
S. Speich - N. Daniault UBO Climat 4_ 17
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Plan du chapitre
Mouvements d’
d’air
• Comprendre comment la pression et la tempé
température
atmosphé
atmosphérique sont relié
reliées entre elles
• Établir les forces motrices responsables du
mouvement de l’air
• Avoir une idée de la circulation générale de
l’atmosphère (essentiellement horizontale) au niveau de
la mer (surface) et au niveau de la tropopause
• Évaluation du mouvement vertical atmosphérique
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Forces
•
•
•
•
qui agissent sur les particules
d’air
Force de gradient de pression
Frottement
Gravité
Force de Coriolis
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5
Forces
Force
qui agissent sur les particules
d’air
• Deuxième loi de Newton :
mouvements horizontaux
• Force du gradient de
pression
• Force de Coriolis
• Frottement
• Gravité
F = m a
Force = masse x accélération
• Intensité
mouvement verticaux
• Direction
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Force du Gradient de Pression
•Met l’air en mouvement
elle est dirigée des hautes
pressions vers les basses
pressions
•Son intensité est proportionnelle à l’espacement des
isobares (plus intense si les
variations de pression se
font sur une courte
distance)
•Plus le gradient de pression
est important, plus forts
sont les vents
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La Force du Gradient de Pression
(FGP) détermine la vitesse du vent
• FGP élevée
– isobares très rapprochées
– forte vitesse du vent
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•FGP faible
– isobares moins
rapprochées
– faible vitesse du vent
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6
Pression au niveau de la mer (janvier)
Pression au niveau de la mer (juillet)
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Gradient de Pression Vertical
Pour l’air il existe aussi un gradient de pression vertical dirigé
de la surface de la Terre (pressions plus élevées) vers le
sommet de l’atmosphère (pressions les plus basses)
Le gradient de pression
vertical est beaucoup plus
intense que les gradients
horizontaux, mais il est
contrecarré par la force
de gravité
Équilibre hydrostatique
= bilan des forces dans le
fluide sur la verticale
Gradient de Pression
vertical
Gravité (poids de la
particule d’air)
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Forces et mouvements
atmosphériques
les mouvements horizontaux de l’air sont plus
importants que les mouvements verticaux car
l’atmosphère (et l’océan) sont des enveloppes
fluides fines
– distance entre l’équateur et les pôles : 10 000 km
– élévation moyenne de la troposphère :~ 10 km
équilibre hydrostatique (sur la verticale)
– équilibre entre la force de gravité et le gradient
vertical de pression
Une particule qui reste à un
même niveau dans l’
l’air est en
l’équilibre
’équilibre hydrostatique
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S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 28
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Mais pourquoi la pression atmosphérique
varie-t-elle d ’un lieu à un autre à la surface
de la Terre ?
Énergie solaire reçue en fonction de la latitude
Soleil
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Terre
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 30
Bilan radiatif terrestre: structure spatiale
Rayonnement 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 du
soleil sont les régions situées légèrement au Sud de l’Équateur
géographique.
Du fait de l’inclinaison de l’axe de rotation terrestre,
les régions tropicales reçoivent beaucoup plus d’énergie
que les régions subtropicales et polaires
Les hautes latitudes de l’hémisphère Nord sont les plus déficitaires
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 31
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 32
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Bilan radiatif terrestre
Rayonnement net en moyenne annuelle
Températures de surface
Rayonnement net en moyenne annuelle
les régions tropicales sont plus
chaudes en général que les régions
polaires
– réception et absorption du
rayonnement solaire
Distribution en latitude de la moyenne
annuelle du rayonnement solaire incident
moins le rayonnement terrestre émis
Rayonnement net en moyenne annuelle et ZONALE
Énergie émise
par la Terre
(IR)
Énergie solaire
incidente (UV et
visible)
• En moyenne sur le globe le
rayonnement incident et le
rayonnement émis sont
égaux;
• Il y a un excès de rayonnement solaire
incident sous les tropiques; aux plus
hautes latitudes le rayonnement
incident est inférieur à celui émis par
la Terre (i.e., déficit);
Rayonnement net en moyenne annuelle et ZONALE
échanges d’énergie par les voies
atmosphériques et océaniques
– sinon : régions équatoriales
beaucoup plus chaudes; régions
polaires beaucoup plus froides
• Afin d’équilibrer le déficit et porter le
système vers l’équilibre, l’atmosphère
et l’océan se mettent en mouvement.
Ils transportent l’excès de chaleur
tropical vers les régions polaires
(régions qui perdent continuellement
de la chaleur).
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Force motrice des mouvements
atmosphériques
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 34
Transport et distribution d’énergie calorifique
par 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 à
rétablir un certain équilibre entre ces deux
zones
• résultat : la mise en mouvement et la
circulation générale de l’atmosphère et des
océans
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 35
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 36
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Force motrice
Rayonnement net en moyenne annuelle et ZONALE
Le déséquilibre radiatif au
sommet de l’atmosphère
implique qu’il doit y avoir un
transport méridien interne de
chaleur, par l’action combinée
de l’océan et de l’atmosphère,
égal à ~6 1015 W à 30°N/S.
Transport de chaleur de l’équateur
vers les pôles par l’atmosphère
Transmission de chaleur par
convection
Évaluation du transport de
chaleur par l’atmosphère issu
de différentes jeux de
données
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 37
S. Speich – N Daniault UBO Climat 4_ 38
Condition déséquilibrée de réception et absorption
de l’énergie entre l’équateur et les pôles
force motrice de la circulation atmosphérique
et océanique
transport de l’excès d’énergie à partir de
l’équateur vers les pôles où il y a un déficit
d’énergie
transport en plusieurs étapes
transport par les deux fluides : masse d’air et
courant océanique
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