Synthèse du cours n°7 - Université de Provence

Synthèse du cours n°7
- La géographie des pressions > 3 km résulte simplement de la géographie des températures (chaud =
expansion de la colonne vers le haut avec élévation des niveaux géopotentiels) avec des HP dans la zone
tropicale et des BP au niveau des zones polaires, accentuées dans l'hémisphère d'hiver
- En surface, c'est plus compliqué car l'effet de la température moyenne de la colonne d'air (par exemple,
chaud = baisse de la densité moyenne = BP en surface) se combine avec le mouvement vertical à
proximité de la surface (par exemple, subsidence = HP en surface). Les deux effets peuvent donc être
antagonistes, comme par exemple dans le cas des anticyclones tropicaux/subtropicaux localisés dans la zone
chaude
- Un individu (HP ou BP) en surface dont la nature provient principalement de la température moyenne de la
colonne d'air est un individu thermique (exemple : l'anticyclone de Sibérie en hiver), alors qu'un individu en
surface dont la nature provient principalement du mouvement vertical à proximité de la surface est un individu
dynamique (exemple : l'anticyclone des Açores quasi-permanent)
- L'ensemble de la ceinture anticyclonique dans la zone tropicale et subtropicale dont fait partie l'anticyclone
des Açores est de nature dynamique. Les anticyclones des continents tempérés et polaires (bassin arctique
inclus) sont souvent thermiques en hiver, même si ils peuvent être renforcés par de l'air relativement chaud
en altitude
- Les dépressions polaires et tempérées sont souvent dynamiques mais la température joue un rôle via les
gradients horizontaux. Les dépressions tropicales liées à la ZCIT sont de nature thermo-dynamique car la
convergence dans les basses couches est consolidée par les températures élevées dans les basses couches
- Le vent correspond principalement à l'action de 3 forces : force de pression qui initie le mouvement (des
HP vers les BP) et fixe la vitesse (proportionnelle au gradient barométrique) ; force de Coriolis qui dévie le
mouvement et induit des mouvements tourbillonnaires (dans l'hémisphère nord : dans le sens des aiguilles
d'une montre autour d'une HP et dans le sens inverse autour d'une BP) ; force de friction qui ralentit le
mouvement et fait que la direction du vent se rapproche de celle donnée par la force de pression.
- La circulation générale de l'atmosphère dépend au départ des variations spatiales du chauffage de
l'atmosphère, induites au départ par l'incidence différenciée du rayonnement solaire à la surface de la terre
(= chauffage plus intense dans la zone tropicale et décroissant avec la latitude). Elle est fondamentalement
différente entre la zone tropicale et les moyennes latitudes + zone polaire
Une circulation atmosphérique simplifiée (1)
Si la terre ne tournait pas, ou tournait très lentement …
4.3
chauffage différentiel (+ à l’équateur, - aux pôles) …
… expansion de la colonne équatoriale et contraction des colonnes polaires …
Z
… création d’un gradient potentiel du sommet de la colonne équatoriale vers ceux des colonnes polaires et
de la base des colonnes polaires vers la base de la colonne équatoriale
… mouvement horizontal compensatoire vers les pôles au sommet et vers l’équateur à la base …
… mais la terre tourne !
HP
BP
BP
HP
Pôle Nord
La circulation de
Hadley ne concerne
donc que la zone
tropicale au sens
large, soit en
moyenne 30°S-30°N
environ
BP
Equateur
HP
Pôle Sud
La circulation de Hadley dans la zone tropicale
La circulation de Hadley
géopotentiel
- ascendance équatoriale (= air au
plus fort contenu énergétique, chaud
humide et convergent dans les basses
couches) au niveau de la ZCIT = zone
de fortes pluies …
- arrêt de la convection à la tropopause (=
inversion thermique générale) avec
diffluence de l’air asséché en
direction des pôles)
pôles …
W
W
Cette circulation
connaît une
importante
modulation
saisonnière (= la
mousson d'été) quand
la ZCIT se décale audessus des continents
tropicaux
Cette circulation
exporte de l’énergie
vers les pôles car la
branche supérieure
vers les pôles
transporte environ
10% de plus que la
branche inférieure
- dans les basses
couches, le gradient
barométrique accélère
une partie de l’air vers
l’équateur et les
basses pressions de la
ZCIT …
- ce flux matérialisé
par les alizés de SE
(hém. Sud) et de NE
(hém. Nord) apporte
de l’humidité dans la
ZCIT et y alimente la
convection profonde
SE
30°S
NE
EQ
4.3
- accélération de l’air
s’éloignant de
l’équateur vers l’est
par la rotation de la
terre …
- l’accélération se
matérialise par les
grands courants
d’ouest à la bordure
polaire de la
circulation de Hadley)
- cet air ne peut pas
dépasser ~ 30° de
latitude et retombe
en partie vers le sol
…
- cet air subsident se
réchauffe et s’assèche
encore = grande
ceinture désertique
tropicale
30°N
Les schémas de circulation atmosphérique
4.3
- La circulation aux moyennes latitudes est très différente de celle de la ZIT ; fort courant d’ouest en moyenne
à tous les niveaux de la troposphère + gradient thermique horizontal entre zones polaire et tropicale (+ entre
océan et continent surtout en hiver) = les transferts d’énergie prennent principalement la forme des
perturbations tempérées, associées à des dépressions transitoires de ~1000-2500 km de longueur
Anticyclone polaire
« froid »
Dépression polaire
« froide »
Dépression
subpolaire
mobile
Anticyclone tropical /
subtropical « chaud »
Anticyclone tropical /
subtropical « chaud »
SURFACE (H. NORD)
ALTITUDE > 3 km (H. NORD)
Les perturbations tempérées (1)
Exemple de l'image Infra-Rouge du 11/11/2010 à 00h TU (source : EUMETSAT)
4.3
Les perturbations tempérées (2)
4.3
L'enroulement de nuages correspond une
dépression en surface et en altitude associée à de
l'air chaud dans les basses couches (+5°C vers
57°N vers 1100 m d'altitude au N de l'Irlande)
précédée et suivie par de l'air plus froid en altitude
et dans les basses couches (-8°C vers 57°N vers
1200 m d'altitude au sud du Groënland). Ce système
est poussé vers l'est par le gradient barométrique
général avec l'anticyclone des Açores chaud au
sud et la dépression « islandaise » froide au nord.
Situation à 850 hPa, 500 hPa et en surface le 11/11/2010 à 00h TU (source : wetterzentrale)
Les perturbations tempérées (3)
4.3
Vue en coupe d’une perturbation tempérée au stade mature
(c’est-à-dire au milieu de son cycle de vie de 3 à 8 jours).
La distance horizontale est de l’ordre de 1000 à 2500 km
Ci
Cs
Cb
As & Ac
Nimbo-Stratus
& St
Cb & Cu
Front froid
Front chaud
- l’air chaud du secteur chaud (entre les deux fronts) s’élève en convergeant vers le centre de la
dépression
- l’air froid postérieur à l’arrière du front froid soulève violemment l’air chaud antérieur
- les nuages du front chaud correspondent principalement à des faciès cirriformes, puis stratiformes
(épaississement lié à l’épaisseur de l’air chaud soulevé) alors que ceux du front froid correspondent
principalement à des faciès cumuléiformes
Les perturbations tempérées (4)
D2
D1
D1
D3
A
D3
D2
4.3
D2
D1
D3
D2
D2
B
Séquence de 6 jours du 8/11/2010 au 13/11/2010 à 00h TU (géopotentiel et températures à 850 hPa)
- géographie zonale des températures + progression vers l'ouest d'ondes (D) avec une poussée vers le N d'air
chaud qui correspond une dépression
- les dépressions semblent naître sur l'ouest de l'Atlantique Nord là où le gradient thermique méridien est le
plus fort (en A le 11/11, 20°C/ 1000 km contre < 5°C/1000 km en B)
Génèse et trajectoire des perturbations tempérées
4.3
Schéma de l’interaction entre circulation atmosphérique moyenne et perturbations tempérées (cas de
l’Atlantique Nord)
Les perturbations une fois formées sont dirigées par la circulation générale et
tendent à la maintenir (par exemple, l’air chaud qui monte tend à acquérir du
tourbillon cyclonique). Chaque perturbation transporte de la chaleur vers les pôles
(+ continents en hiver) et vers le haut. Les perturbations croissent jusqu’à un
certain point puis s’affaiblissent quand la totalité du secteur chaud a été rejeté en
altitude
secteur préférentiel
de formation des
perturbations
tempérées = Terre
Neuve – Sud du
Groënland
(convergence d’un
air de SSW chaud et
humide et d’un air
de NNW plus froid)
Dépression
d'Islande
Anticyclone
des Açores
Ce système est plus intense
en hiver (gradient thermique
pôle-tropique + intense) même
si les intérieurs continentaux
peuvent être abrités par des
anticyclones thermiques …
Le rôle des températures de surface de la mer
4.3
Température de la surface de la mer observées moyennes les 5-6 novembre (source, NOAA)
- la circulation atmosphérique/océanique concentre les gradients thermiques méridiens à l'ouest
des bassins océaniques aux latitudes tempérées
- ces fuseaux constituent les endroits préférentiels de formation des perturbations tempérées
parce qu'ils induisent un contraste important entre deux masses d'air différentes
- par exemple, au début de novembre, le gradient N-S atteint environ 20°C pour ~ 1000 km au
sud de Terre Neuve (un tel écart se fait sur > 3500 km le long des côtes ouest-européennes).
Cette disposition existe aussi dans le Pacifique Nord
La circulation océanique : la dérive d'Ekman
4.4
- la circulation de l’eau est déterminée principalement par (i) le vent (couches superficielles) ; (ii) la
température et la salinité (en profondeur)
- l’action du vent ne pénètre en général que quelques dizaines de mètres en profondeur (une centaine de
mètres au maximum dans le cas de vents très forts et durables)
- le vent agit sur la couche superficielle en la poussant dans le lit du
vent avec une déviation liée à la force de Coriolis de quelques dizaines
de degré à droite dans l’hémisphère nord et à gauche dans l’hémisphère
sud....
- … au fur et à mesure qu'on va en profondeur, l'énergie du vent est
progressivement dissipée par la viscosité de l'eau (= force de friction), et
la déviation liée à la force de Coriolis s'applique à chaque niveau
comme sur une pile d'assiettes qui progressivement tourne vers la droite
dans l'hémisphère Nord
- la couche d’Ekman est la couche totale affectée par le vent.
Son mouvement moyen est à 90° à droite du vent de surface dans
l’hémisphère nord (et 90° à gauche dans l’hémisphère sud)
- la direction en surface est à 20-40° à droite du vent de surface et
à 180° (= opposition) à la base de la couche d’Ekman. Le
mouvement moyen de la couche d'Ekman est à 90° à droite du
vent dans l'hémisphère nord
La circulation océanique : principe général en surface
Vent de surface
Mouvement moyen de la couche d’Ekman
4.4
Situation typique dans l'hémisphère
nord (avec les vents moyens)
moyens
- la couche d’Ekman diverge depuis le
centre des dépressions
atmosphériques et converge vers le
centre des anticyclones
60°N
Dépression
30°N
Anticyclone
Equateur
- sur les bords, cela entraîne
mécaniquement des remontées d’eaux
profondes –upwellingupwelling autour des
anticyclones et des plongeons d’eaux
de surface –downwellingdownwelling autour des
dépressions (inverse au centre)
- la température du courant marin
dépend aussi du sens de l’advection de
l’eau (+ contrainte mécanique due à la
rotation de la terre) : courant chaud à
l’ouest des anticyclones et l’est des
dépressions et froid à l’est des
anticyclones et ouest des
dépressions)
dépressions
- Enfin, les courants marins sont plus
rapides sur l’ouest que sur l’est en
raison de la rotation de la terre
La circulation océanique et la pollution des mers
4.4
Les gyres anticycloniques constituent des
véritables « pièges » puisque l'eau de
surface converge vers le centre avec des
courants horizontaux très faibles
Ces pièges sont désormais identifiés
comme les « poubelles océaniques »
(« garbage patch ») qui concentrent les
débris de toute nature, notamment le
plastique qui se décompose en général
en plusieurs centaines d'années …
Vitesse du courant en surface
(http://www.wired.com/wiredscience/2010/08/atlantic-plastic/)
La géographie des courants marins en surface
4.4
WP
WP
- le caractère « froid » ou « chaud » des courants marins est RELATIF et fait référence aux eaux traversées
et/ou à l’air susjascent (par exemple le Gulf Stream à +5°C au nord de la Scandinavie est un courant CHAUD
alors que le courant des Canaries à +22°C au large de la Mauritanie est un courant FROID)
FROID
- courant « froid » à l’est des océans tropicaux et à l’ouest des océans sub-polaires
- courant « chaud » à l’ouest des océans tropicaux et à l’ est des océans sub-polaires
- À l'équateur, les alizés provoquent une divergence des eaux de surfaces (= upwellings équatoriaux)
équatoriaux sur
l'est et le centre du Pacifique et de l'Atlantique et une accumulation des eaux chaudes sur l'ouest des bassins
(= « warm pool » d'eaux > 27°C sur au moins 50-100 m d'épaisseur)
d'épaisseur
- les courants marins de surface + profondeur participent à ~ 40% des transferts de chaleur dans le sens
méridien tropiques-pôles
Les principes de la circulation océanique 3D
4.4
Circulation 3D dominée par les gradients de température et de salinité = circulation thermohaline.
- colonne d’eau usuelle = eaux de surface chaudes (donc légères)
réchauffées par le rayonnement solaire + effet de serre au-dessus
d’eaux froides (~ 2°C) en profondeur
- le vent mélange les couches de surface sur quelques dizaines de
mètres seulement (max une centaine de mètres)
- cette stratification est, contrairement à celle de l'atmosphère, stable
puisque l'eau chaude « légère » surmonte l'eau froide « lourde »
- elle ne peut être déstabilisée que si les eaux de surface sont
refroidies jusqu’à des températures ~ 2°C et inférieures et/ou si elles
sont enrichies en sel (ce qui augmente la densité de l’eau)
- à ce moment-là les eaux de surface peuvent plonger vers la profondeur
(on appelle cela la convection océanique -dont le sens est donc inversé
par rapport à l'atmosphère-)
- l’enrichissement en sel peut être lié à une forte évaporation ou à la
formation de glace de mer (car la banquise marine est formée d’eaux
douces)
La combinaison salinité/température (1)
Table de la densité de l'eau de mer (en kg/m3) en surface
en fonction de la température et de la salinité (psu =
practical salinity unit = gr de sels dissous par kg d'eau)
20 psu
25 psu
30 psu
35 psu
40 psu
0°C
1016
1020.1
1024.1
1028.3
1032.1
5°C
1015.8
1019.8
1023.7
1027.7
1031.7
10°C
1015.3
1019.2
1023.1
1027.0
1030.9
15°C
1014.5
1018.3
1022.1
1026.0
1029.9
20°C
1013.4
1017.2
1021.0
1024.8
1028.6
25°C
1012.1
1015.8
1019.6
1023.4
1027.2
30°C
1010.6
1014.2
1018.0
1021.8
1025.5
(http://www.csgnetwork.com/h2odenscalc.html)
4.4
L'eau de mer augmente sa densité par
3 processus
- refroidissement
- évaporation (par concentration)
- gel de l'eau de mer (la solidification de
l'eau salée libère le sel et la banquise
est quasiment douce)
Quelques exemples ...
- Antarctique ~ 34 psu et ~ 0°C = 1028
kg/m3
- Mer Rouge ~ 40 psu et ~ 28°C = 1026
kg/m3
- Mer de Norvège ~ 35 psu et ~ 5°C =
1028 kg/m3
- Aléoutiennes ~ 33 psu et ~ 5°C =
1026 kg/m3
- Indonésie ~ 34 psu et ~29°C = 1022
kg/m3
La combinaison salinité/température (2)
4.4
Salinité en PSS en haut et température en
°C en bas
- les latitudes tropicales chaudes et sèches en
moyenne correspondent au maximum de
salinité (+ les bassins quasi-fermés de la Mer
Méditerranée, du Golfe Persique et de la Mer
Rouge)
- Atlantique plus salé que le Pacifique (car
c'est un océan plus étroit et donc plus
facilement soumis à de l'air continental plus
sec en moyenne, ce qui favorise l'évaporation
et donc la concentration en sel)
- cette différence est particulièrement nette
vers le Nord de l'océan (= transport d'une eau
chaude et salée par le Gulf Stream)
- si on combine salinité et température, l'eau
de surface est alourdie au nord de l'Atlantique
Nord (surtout à cause du sel) + pourtour
Antarctique (surtout à cause de la température
basse). Notez que l'Arctique est moins salé
que le pourtour Antarctique
La circulation thermohaline
4.4
- Dans l’hémisphère Nord, le bassin Arctique est sans pratiquement d’exutoire vers le Pacifique (détroit de
Béring peu profond et étroit) et ses eaux froides s'écoulent donc presque exclusivement dans l'Atlantique.
Dans l’hémisphère sud, refroidissement intense autour de l’Antarctique surtout au niveau de la mer de
Weddel et de Ross = banquise permanente)
- L’Atlantique est plus salée que le Pacifique
- Les eaux de surface plongent dans des cheminées convectives localisées et s’étalent sur tous les fonds
océaniques à partir de ces secteurs pour remonter très lentement partout ailleurs, particulièrement au
niveau des upwellings tropicaux (la durée du trajet entre le plongeon et la remontée est de l'ordre de 1000
ans)
La circulation thermohaline dans l'Atlantique
4.4
- la circulation océanique 3D et celle de surface sont bien entendu connectées : exemple de
l’Atlantique Nord
évaporation+ refroidissement
Courants du
vers le Nord = densification
Labrador et du
Eau chaude et salée
progressive des eaux de surface
Groënland
Golfe du Mexique
apportant des eaux
0°-2°C
froides depuis
26°-27°C
l’Arctique et …
Gulf Stream –
Dérive NordAtlantique
Formation de
banquise
(notamment en
automne-hiver)
qui libère le sel
20°N
Les eaux méditerranéennes jouent un
rôle dans ce schéma en apportant du
sel aux profondeurs intermédiaires
(entre 300 et 700 mètres de
profondeur)
70°N
Convection océanique entre
Islande, Groënland et Norvège
des eaux refroidies et salées et
redistribution de l’eau en
profondeur
La circulation atmosphérique et océanique : synthèse 4.5
- La circulation océanique et atmosphérique participent aux échanges de chaleur entre les zones/domaines
excédentaires du point de vue radiatif et les zones/domaines déficitaires de ce point de vue
- La circulation océanique et atmosphérique sont principalement déterminées au départ par les
déséquilibres radiatifs et par la contrainte mécanique associée à la rotation de la terre
- L'énergie est transportée dans l’atmosphère sous forme sensible, latente, potentielle et cinétique. En
général, l’énergie sensible et latente des basses couches se transforment en énergie potentielle par
l’ascendance de l’air puis en énergie cinétique, mais il existe de fait des conversions ensuite de l'énergie
cinétique vers les autres (le frottement dissipe l'énergie cinétique en chaleur = énergie thermique)
- La circulation atmosphérique est fondamentalement différente entre (1) la zone tropicale (= ascendance
générale de l’air chaud et humide dans la ZCIT et subsidence d’air sec au-dessus des tropiques et des
secteurs océaniques les plus frais, c’est-à-dire l’est des bassins océaniques tropicaux) et (2) la zone
extratropicale (= échange de chaleur essentiellement assuré par les perturbations tempérées transitoires et
mobiles avec une ascendance d’air chaud et formation d’une masse nuageuse enroulée autour du centre
dépressionnaire)
- Les principales modifications saisonnières sont (1) décalage de la ZCIT vers les continents de
l'hémisphère d'été (= les alizés en passant l'équateur deviennent un flux de mousson) alors que la ceinture
anticyclonique tropicale se renforce dans l'hémisphère d'hiver ; (2) les perturbations tempérées sont plus
intenses en hiver et se décalent un peu en direction des tropiques, mais les intérieurs continentaux (surtout
Amérique du Nord et Eurasie) sont alors protégés par des anticyclones thermiques saisonniers
- La circulation océanique de surface est forcée par le vent + contrainte mécanique liée à la rotation de la
terre. Dés quelques dizaines de mètres de profondeur, l’action du vent a été dissipée par la friction de l’eau et
la circulation océanique est conditionnée par la température et la salinité : les eaux plongent lentement là où
elles sont suffisamment denses (nord de l’Atlantique Nord et pourtour de l’Antarctique) et remontent encore
plus lentement partout ailleurs (avec une accélération locale au niveau des upwellings tropicaux)
Exercice de cours n°3
- plateforme Moodle de l'Université de Provence
http://moodle-up.univ-provence.fr/moodle/
- connexion avec vos codes « etu » et « INE » (cf. votre carte d'étudiant)
- le test se compose de 10 questions (sur la partie 4 uniquement) du même
type que les exercices précédents, est en temps limité (10 minutes au total) avec
une seule tentative par question
- le test est ouvert lundi 21/11 de 00h à 23h55
- attention à respecter le format des réponses ! (pas d'article, pas de majuscules,
si une valeur numérique est demandée, pas d'unités !)