Sciences de l'atmosphère (SA 2010)

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Bastien Gendre

                   Sciences de l’atmosphère (SA 2010)

1. Introduction
Pourquoi les sciences de l’atmosphère sont-elles très importantes ? Car elles nous permettent
de connaître :
    - le temps et la météo
    - les conséquences de ce temps (risques naturels, etc.)
    - la neige, les avalanches, les ouragans, les tornades, etc.
    - le climat et le changement climatique
    - la qualité de l’air (p.ex. ozone troposphérique)
    - les énergies éolienne, hydraulique et solaire
    - elles sont utiles pour les forestiers et les agriculteurs
     il ne s’agit pas seulement de prédire le temps, mais de dire pourquoi

Rappel : intro à la géo physique

Les phénomènes naturels ont lieu dans 4 grands domaines : l’atmosphère, la lithosphère,
l’hydrosphère et la biosphère. Le lieu où les 4 domaines interagissent est appelé la vie couche.

Le bilan énergétique de la Terre.
   - Rayonnement électromagnétique : toutes les substances au-dessus de -273 degrés
       émettent des rayonnements électromagnétiques, les objets chauds émettant plus
       d’énergie à des longueurs d’onde plus courtes. Le Soleil émet donc des ondes courtes
       (ultraviolets, etc.), et la Terre des ondes longues (ex : infrarouge).
   - L’insolation varie selon la latitude et la saison.
   -   49% de l’ensoleillement = rayonnement direct (rayonnement qui va directement à la surface
       Terre)
   -   31% de l’insolation est réfléchie dans l'espace (3% par dispersion 19% par les nuages, 9% par
       la terre)
   -   20% est absorbé par l’atmosphère

L’hydrosphère
    - il existe un cycle de l’eau, dans lequel l’eau
    circule de façon constante et cyclique entre les
    réservoirs. Bien que l’atmosphère contienne
    relativement peu d’eau, elle est responsable de la
    plus grande circulation.

L’effet de serre

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    - gaz à effet de serre : dioxyde de carbone, ozone, vapeur d’eau, méthane et CFC. Ils
    absorbent le rayonnement d’ondes longues et le renvoient vers la surface de la Terre. De
    ce fait, la Terre est plus chaude de 35 degrés que cela ne serait sans ces gaz.
    - toutes les études le prouvent, les concentrations atmosphériques de dioxyde de carbone,
    de méthane et de protoxyde d’azote augmentent fortement.

Structure de l’atmosphère
    - Il y a plusieurs couches, chacune étant délimitée par une couche (tropopause,
       stratopause, mésopause):
               Troposphère : jusqu’à 12km (baisse T avec altitude). Tous les processus
               météorologiques se produisent dans cette zone (sauf les nuages d’ammoniac
               qui sont dans la stratosphère)
               Stratosphère : 12-50km (augmentation T avec altitude, car il y a une plus
               grande concentration d’ozone qui absorbe les UV et qui est un GAES)
               Mésosphère : 50-80km (baisse T avec altitude, car moins de particules, et lieu
               des étoiles filantes)
               Thermosphère : 80-690km (augmentation T avec altitude)

Inversion des températures : c’est quand l’air est plus chaud en altitude, soit parce que le sol
se refroidit la nuit ou lors de circulation d'air froid proche du sol

Les types de nuages sont classés selon l’altitude (cf.f suite du cours).

Il existe 3 mécanismes de précipitations : la convection (élévation d’air chaud qui atteint alors
le point de rosée), le soulèvement orographique (un relief oblige l’air à s’élever jusqu’à son
point de condensation) et le soulèvement frontal (rencontre de masses d’air avec des T
différentes : la masse chaude, moins dense, se soulève).

Note : le sens des cyclones et des anticyclones change en fonction de l’hémisphère : au N,
anticyclone dans le sens des aiguilles d’une montre, cyclone dans le sens contraire.

Le vent est crée par des différences de pressions atmosphériques (provoquées elles-mêmes par
des réchauffements différents): il va tjrs des hautes pressions vers les basses pressions.

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   -   Si la terre ne tournait pas, ce mouvement serait direct. Mais comme elle tourne, il y a
       la force de Coriolis qui déplace l’air perpendiculairement à son déplacement par
       rapport à un observateur au sol. Elle est proportionnelle à la vitesse de déplacement de
       la masse d’air, et elle agit vers la droite dans l’hémisphère N, vers la gauche dans
       l’hémisphère S. Il n’y a donc pas de telle force à l’équateur.
   -   C’est cette force qui crée le vent géostrophique, qui est un vent qui se déplace
       perpendiculairement au gradient de pression.

Sur terre, il y a des zones de hautes et de basses pressions : basses à l’équateur, hautes aux
tropiques, basses vers 60 degrés N/S, hautes aux Pôles. L’air des zones de basses pressions
monte et redescend dans les zones de hautes pressions, d’où il part vers les zones de basses
pressions.
 Il existe des vents spéciaux comme les Jet Streams qui sont des vents très forts en haute
altitude qui se produisent lorsque les gradients atmosphériques de température sont puissants.

Les Ondes de Rossby sont un courant régulier de vent d’ouest en altitude.
      Elles se développent au front polaire (qui est une zone instable) et forment des ondes
      convolutives et parfois des branches descendantes.
      C’est le principal mécanisme pour le transfert de chaleur des pôles
      Ces patchs d’air froid créent des zones de basse pression. Les zones d’air chaud entre
      ces ondes sont des anticyclones.

Les cyclones sont la forme dominante des systèmes météorologiques aux moyennes et hautes
latitudes. Ce sont de grandes masses d‘air en spirales, qui se forment à plusieurs reprises,
s’intensifient puis se dissolvent.

Les ouragans (p.ex Lothar qui a tué 110 personnes et fait 11,5 miards d’euros de dégâts) ont
comme caractéristique un "œil" central (ciel clair et vent calme).
   l'air descend des hautes altitudes dans l’oeil, ce qui fait que les vitesses de vent sont les
   plus élevées au "mur de l'œil". L’air remonte ensuite par les spirales externes.

2. Origine et composition de l’atmosphère
a) Formation de la Terre et de l’atmosphère

Formation du soleil.
   - Des gaz et de la masse solide, grâce à leur propre gravité, se regroupent. Ceci crée une
      si grande chaleur qu’à l’intérieur a lieu une fusion nucléaire. Cela a engendré de très
      hautes températures qui provoquent le rayonnement du soleil.

Formation de la Terre.
   - Des gaz et des fragments de masse solides, plus faibles que pour le soleil, se
      regroupent et tournent ensemble si vite qu’ils ne peuvent pas être captés par le soleil.
      L’atmosphère d’autrefois comportait alors bcp de corps qui tombaient sur Terre ou

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       s’en échappaient. De plus, des particules ou des gaz éjectés par les éruptions étaient
       svt projetés jusque dans l’espace.

D’où vient l’eau présente dans l’atmosphère ?
   - De l’intérieur de la Terre, par dégazage (volcans, etc.). Une fois sortie de la terre, l’eau
       a trouvé des températures inférieures à 100O condensation et création des océans.
   - Au moment où ce processus s’est produit, il n’y avait pas d’oxygène libre dans
       l’atmosphère, mais d’autres gaz qui se sont liés ensemble grâce à la pesanteur et qui
       ont donné l’atmosphère que nous connaissons aujourd’hui !
    Mais alors, pourquoi n’y a-t-il pas eu le même processus sur la lune, Mars ou Vénus ?

Lune: elle n’a qu’une masse faible -> force de gravité faible -> tous les atomes de
l’atmosphère lunaire se sont échappés dans l’espace -> création d’un vacuum/vide (situation
actuelle)

Venus: elle est trop proche du soleil. La formation de l’atmosphère découle du dégazage du
soleil et comporte donc trop de gaz à effet de serre -> la température ne descend jamais en
dessous de 100°C -> l’eau s’évapore -> pas d’océans…

Mars: Sa masse est trop faible -> l’eau s’échappe dans l’espace. Mais elle est aussi trop
éloignée du soleil, donc l’eau gèle.

La Terre (ou l’atmosphère) de jadis a pu rencontrer divers problèmes :
   La clarté du soleil a augmenté de 25% depuis sa formation -> sans la compensation par
   l’atmosphère, les océans se seraient depuis longtemps évaporés.
   L’oxygène créé par la photosynthèse s’est accumulé dans l’atmosphère et a dégradé en
   partie des gaz (comme le méthane et l’ammoniaque) qui contribuent naturellement à
   l’effet de serre. De ce fait, une trop grande dégradation de méthane marque une
   diminution de l’effet de serre, donc la Terre a pu devenir une boule de glace.

Nous voyons donc que :
   Si la terre était éloignée du soleil de 1% de plus -> elle serait gelée (pas d’humains)
   Si la Terre était 5% plus proche du soleil -> trop grand effet de serre (pas d’humains)
   Si le soleil n’avait que 83% de sa masse -> toutes les planètes gèleraient aussitôt et il y
   aurait une accumulation d’oxygène dans l’atmosphère
   Si le soleil était 20% plus gros -> les planètes s’embraseraient en très peu de temps
   Si la Terre n’avait que 94% de sa masse -> sa couche d’ozone ne serait pas assez épaisse
   pour résister aux rayonnements du soleil

    Pour les humains, la Terre n’est ni trop grosse, ni trop petite, et elle a exactement le
     bon éloignement lorsqu’elle orbite autour du soleil (ni trop grand, ni trop petit).
    La Terre est le seul endroit où des océans peuvent se former

Histoire de l’atmosphère

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1.   (environ 4,6 miards d’années). Cette 1ère atmosphère est composée principalement
     d’hélium (He) et d’hydrogène (H2) qui étaient les éléments les plus fréquents dans
     l’univers. Or, ils se sont échappés dans l’espace.

2. Ce processus a abouti à une deuxième atmosphère, composée par les gaz résultant des
   fusions à l’intérieur de la terre (processus volcanique). Cette atmosphère était composée
   de : H2O (80%), CO2 (10%) & N2 ( nuages -> pluie (-> océans, rivières...)
        b. ravinement du CO2 dans les océans
        c. Seul le N2 est don resté !

4. L’oxygène, lui, est assez jeune (la concentration actuelle a été atteinte il y a 100 mios
d’années). Il a augmenté grâce à :

       d. La photodissociation : le rayonnement solaire désintègre H2O en H2 et O. H2
          s’échappe et O + O -> O2. Cet oxygène est suffisant pour former des plantes
          primitives -> photosynthèse -> formation de plus d’oxygène.

b) Composition de l’atmosphère :

Actuellement, l’atmosphère est composée de :
     78% d’azote : converti par des bactéries en une forme utile dans les sols
     21% d’oxygène : produit par plantes vertes dans la photosynthèse et utilisé dans la
     respiration
     1% d’argon : inerte ; élément très stable (réagit peu avec d’autres molécules)
     0.035% de dioxyde de carbone : utilisés par les plantes vertes pendant la
     photosynthèse ; produit par respiration et combustion de combustibles fossiles
     0-4% de vapeur d’eau (très variable)
     Le reste en Néon, hélium, méthane, produit par les vaches, marécages, termites, etc.
     (réactifs avec CO2). Il y a encore : des CFC (entièrement produits par l’homme) et des
     aérosols (poussières et particules)

L’abondance de l'ozone (O3) dans la stratosphère et la mésosphère (entre 15 et 60km de
hauteur) atténue le rayonnement ultra-violet. Mais comment se forme-t-elle et se décompose-
t-elle?
       Formation : photodissociation de l’oxygène
        (1) UV + O2 -> O + O
        (2) O + O2 + M -> O3 + M (M = molécule)
       Décomposition (2 manières): (a) photodissociation de l’ozone
        (3) lumière + O3 -> O2 + O
        (4) O + O3 -> 2O2
       décomposition : (b) catalytique
        (5) X + O3 -> O2+ XO

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      (6) O + XO -> X + O2
on obtient donc dans les 2 cas 2x de l’ O2 (note : le X peut être NO, H, OH, Cl, Br)
ce processus fonctionne au maximum entre 20-30km. Causes :
      o > 30km: diminution de O2
      o < 20km: pas suffisamment de UV-rayonnement (< 0.24μm)

On différencie:
   - La couche d’ozone stratosphérique (90% de l’ozone), qui est 1ère protection vs UV ;
       problèmes : diminution à long terme et trou en Antarctique chaque printemps.
   - L’ozone troposphérique (située près de la surface par photodissociation NO2) (10%) ;
       elle a des effets toxiques sur l’homme et la végétation et elle conduit au smog en
       milieux ruraux et urbains (voitures…).

Pourquoi un trou dans la couche d’ozone ?
    Les CFC et les halons produits par l’homme (interdits en 1987 par protocole de Montréal)
    sont des composés très stables. Ils montent lentement dans la stratosphère où ils sont
    détruits par les UV, libérant ainsi leur chlore par photolyse.
    Dans les nuages d’altitudes (nuages stratosphériques) très froids, transforment les
    composés chlorés en chlore actif qui détruit l’ozone par un processus catalytique.
ce trou a lieu surtout au printemps (donc septembre-octobre pour Antarctique), quand il fait
encore froid et quand il y a du soleil pour provoquer la réaction.
 Question: Pourquoi le trou d’ozone est-il bien plus grand au-dessus de l’Antarctique que
de l’Artcique ?
    - Car l’Antarctique est continent! Il fait donc plus froid (jusqu’à -80°C), car il y a un
        plus fort albédo et car les terres sont plus élevées. De plus, l’air est stable en
        Antarctique : il y a peu d’échange avec les autres zones.
    - Cela provoque la création de nuages stratosphériques glacés -> conditions + propices
        pour que les gaz (CFC surtout) produits par l’homme détruisent l’ozone.
    - Au N, il manque un continent pour avoir la même chose.

3. Température, pression et humidité

a) Température
Déf : vitesse des particules dans un espace donné. Plus ces dernières bougent, plus la T est
élevée.
    - Les particules de l’air (molécules) sont en vibration permanente et possèdent donc une
        certaine énergie cinétique. La température est alors une mesure indirecte du degré
        d'agitation microscopique des particules
    - La T est une fonction de l’énergie cinétique. De plus, quand la T augmente, la densité
        baisse (en effet, si les particules bougent moins, il y a une contraction).
    - À 273°C, le zéro absolu, il n’y pas de mouvement !

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La T est mesurée à 2 mètres du sol (1,2m aux USA).
b) La chaleur

Déf : La chaleur est l'énergie qui est transmise entre 2 objets uniquement par une différence
de température.
    - La chaleur spécifique est la quantité de chaleur nécessaire pour élever de 1° Celsius
       (=1K) la température d'1 gramme de substance [en J/(kg*K)].
    - La capacité thermique est l'énergie qu'il faut apporter à un corps pour augmenter sa
       température de un K [in Joule/Kelvin]

La chaleur varie avec le moment de la journée et la saison, provoquant des moments de déficit
et d’excédent.
    - Lorsque le rayonnement net est positif (excédent), une surface gagne de la chaleur. La
        T augmente.
    - Lorsque le rayonnement net est négatif (déficit), une surface perd de chaleur. La T
        baisse. Il y a un léger décalage dans le temps entre un rayonnement net et la
        modification de T (ex : le max de T a lieu vers 14-15h et non vers 12h).

Dans les zones rurales, les températures sont plus fraîches :
        La transpiration de la végétation refroidit la surface (évaporation des sols humides +
        transpiration = évapotranspiration)
Les températures sont plus chaudes dans les zones urbaines :
        L'eau est canalisée, les surfaces ont tendance à être sèches
        Les surfaces souvent foncées (asphalte)
        La chaleur est stockée par les bâtiments puis libérée par ces bâtiments
 Îlot thermique urbain : l’îlot de chaleur tend à persister toute la nuit. Des parcs peuvent
réduire chaleur
si le sol se refroidit la nuit et si la couverture nuageuse retient la chaleur dans l’atmosphère,
on peut avoir une inversion des T

Altitude et température :
       Généralement les températures baissent avec l’altitude
       Plus on monte, plus l’écart entre les températures journalières augmente, et ce à cause
       de la diminution de l’effet de serre à haute altitude

A l’échelle mondiale, les basses latitudes reçoivent de plus grandes quantités d’énergie, et ce
sur de plus longues période. A l’inverse, les hautes altitudes ont de longues périodes de déficit
circulation générale pour équilibrer

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   -   De plus, la terre a une moins grande inertie thermique que l’eau : les zones maritimes
       ont donc des variations de T plus faibles.

La Mousson :
1. En janvier, les hautes pressions situées au dessus des terres produisent des vents secs
      a. L’air est repoussé vers la ITCZ (zone de convergence inter-tropicale)
2. En juillet, la position de la ITCZ se déplace vers le Nord
      a. Les basses pressions sur le continent engendrent de vents venant de l’océan ce qui
           apporte d’importantes précipitations

L’isotherme est utilisé pour représenter spatialement la T : c’est une ligne de même T. Il met
en évidence les zones de basses et de hautes températures ainsi que les gradients de
températures.
    - Pour les prévisions de températures, la base est 850 hPa (~1500m). Au niveau de la
       mer, 1013 hPa.

c) La pression atmosphérique
    - Densité de l’air : Densité = masse/volume au niveau de la mer: = ~1.2 kg/m3
    - Pression atmosphérique : pression = force/surface [N/m2]
La pression standard est de: 1 bar = 105 Pa / 1000 mbar = 1000 hPa
La pression diminue rapidement avec l’altitude, près de la surface. Par conséquent, un
changement minime d’altitude produira une modification significative de la pression
atmosphérique (alpinisme).

Vu que l’atmosphère est maintenue par gravité, elle exerce une force sur toute la surface
(pression = force par unité de surface)
         - Au niveau de la mer, la force est le poids de 1kg d’air pour chaque m2
La force du gradient de pression agit à angle droit des lignes isobares (90 degrés). De ce
fait, le gradient de pression horizontal est beaucoup plus petit que le gradient vertical (car la
pression change bcp avec l’altitude)!
les brises de mer et de terre découlent de la pression :
     - Début de matinée : calme / après-midi : brise de mer (la terre se réchauffe vite)/ nuit :
         brise de terre (la terre se refroidit vite)

d) L’eau et l’humidité
Les 3 états de l’eau (chaleur latente libérée ou absorbée à chaque changement) :

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                                                 Il y a donc 3 états : solide, liquide, gazeux.
                                                 Dans l’air, l’eau existe sous la forme de vapeur
d’eau, de nuage, de brouillard et de précipitations.
    - Point triple: coexistence des 3 Etats de l‘eau en équilibre (se produit à une P de 6.11
        hPa et à une T de 0.0099°C)
    - Le point de vaporisation a lieu quand : Pression de la vapeur = pression atmosphérique
        de 1013.25 hPa et T de 100°C

L'humidité = quantité de vapeur d'eau dans l'atmosphère
      L'air chaud peut contenir beaucoup plus d‘eau que l'air froid
      L’air froid sec peut être proche de 0% d’humidité
      L’air tropical chaud peut avoir 4-5% d’humidité

Il y a 2 façons de décrire l’humidité : humidité spécifique et relative.
    - Humidité spécifique : Quantité réelle de vapeur d’eau dans l’air (en grammes d’eau
        par kg d’air (g/kg)). Elle est utilisée pour décrire la manière dont les quantités d’eaz
        des grandes masses d’air varient avec la latitude.
    - Humidité relative : quantité de vapeur d'eau présente dans l’air par rapport à la quantité
    maximum d’humidité que l'air peut contenir à une température donnée (en %). Elle
    diminue avec l’augmentation de la température. Si la T baisse, l’air peut devenir saturé et
    atteindre le point de rosée (=température de saturation). Cette humidité est donc
    dominante pour déterminer la condensation.

L’air sec est un mélange de différents gaz de composition constante

   Lorsqu’un gaz s’éparpille, son volume augmente tandis que sa pression et sa température
   diminuent

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    Ce changement de la température de l’air dû uniquement à une contraction ou à une
    expansion est le résultat d’un processus adiabatique
    Le gradient thermique adiabatique mesure comment température de l’air varie avec
    l’altitude
    Les gradients thermiques verticaux pas les mêmes pour les masses d’air humides et sèches
Gradient adiabatique sec : diminution de la température de l’air avec l’altitude de
10°C/1000m
Gradient adiabatique humide (ou saturé): varie de 4 à 9 degrés C par 1000 mètres (dépend
de la température, pression et quantité d’eau). Il est moindre que le gradient adiabatique sec
car comme la condensation de l’eau libère de la chaleur latente ; la diminution de température
est donc moins marquée.
il faut savoir que le point de rosée évolue aussi avec l’altitude, mais moins fortement (1,8
degrés/1000m). Quand une masse d’air atteint le point de rosée, on utilise le gradient
adiabatique humide.

Foehn :
   Montée d’air saturé sur le versant exposé au vent, plongée adiabatique sec sur le versant
   sous le vent ⇒température plus élevée provoquée par la libération de chaleur de
   condensationvent chaud.
   Souvent lié à :
       o précipitations importantes et persistantes sur le versant exposé au vent
       o Tempêtes sur le versant sous le vent (tempêtes de Foehn)

Diagrammes thermodynamiques :
C’est un diagramme utilisé pour pointer les données de T et d’humidité. Il s’agit de définir à
quelle T les nuages se forment.

Diagramme de Stüve : sur l’axe des x, T, sur celui des y, la pression. [Fonction de la pression
p (κ=R/cp)]. Il y a des lignes pour le gradient adiabatiques secs et d’autres pour le gradient
adiabatique humide.

Niveau de condensation par ascendance :
   Soulèvement forcé d‘une masse d‘air du sol
   Par l‘expansion volumique, cette masse d‘air se refroidit jusqu‘à ce que la condensation se
   produise
   Le niveau NCA donne la limite inférieure des nuages lors d‘un soulèvement forcé
   -> rs(τ) = r(T)   [τ= point de rosée au sol et T= température du sol)

Niveau de convection livre NCL :
   Soulèvement libre d‘une masse d‘air lors d‘une stratification thermique instable (par ex.
   par réchauffement du sol en été)
   Par l‘expansion volumique, cette masse d‘air se refroidit jusqu‘à ce que la condensation se
   produise

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   NCL donne la limite inférieure des nuages (Cu) par convection (jour d‘été)

Le diagramme skew T-logp est utilisé pour analyser la structure thermique de l'atmosphère.
Skew (engl) = Températures à 45 degrés de la verticale
   - avantage: l'énergie est proportionnelle à la superficie

4. Circulation générale et climat global

a) Origine de la circulation générale :
L’insolation varie selon la latitude et la saison et est mesurée en unités de watts par mètre
carré (Wm-2).
    De nombreux courants d‘air sont des réactions à cet apport en rayonnement solaire qui
    n’est pas équilibré à la surface de la Terre (à cause de la sphéricité de la Terre)
    - 0-40° (N et S): surplus d‘énergie (dans atmosphère supérieure)
    - 40-90° (N et S): déficit énergétique (dans atmosphère supérieure)
 Il y a un transfert de chaleur des basses aux hautes latitudes afin de combler cette
différence énergétique (par les courants d’air et océaniques)

Forçage thermique de la circulation générale :
       - Les mouvements de l'air atmosphérique sont donc le résultat des différences de
       distribution du rayonnement solaire
       gradients horizontaux & verticaux de réchauffement
2 mécanismes de circulation:
   réchauffement différentiel horizontal (excédent de chaleur dans les tropiques et déficit de
   chaleur aux pôles)
   instabilité convective (= réchauffement différentiel vertical) p.ex. le processus d‘orages

Différences horizontales de température :

                                            Le centre de gravité de l‘air est tiré vers le bas (vers
                                            l’air froid en bleu, vu que ce dernier est plus dense)
                                            = une (petite) partie de l‘énergie potentielle est
                                            convertie énergie cinétique

Available potential energy (APE):
   Le réchauffement différentiel de l‘atmosphère terrestre génère donc continuellement une
   énergie potentielle disponible (APE)
    cette énergie est convertie en énergie de mouvement (énergie cinétique) (par ex.
   courants d‘air et tempêtes)
    L‘énergie cinétique sera transformée en en chaleur par les turbulences

Il y a 3 cellules dans l’atmosphère (note : l’air chaud va tjrs de bas en haut et de gauche à
droite):

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   -    Cellules de Hadley : 0-30° Nord et Sud. Au cœur : alizés soufflent vers l’équateur
        pour former une ceinture orageuse irrégulière : zone de convergence intertropicale
        (ZCIT). Du sommet de ces orages, l’air s’échappe vers les latitudes + hautes, d’où ils
        plongent-> zones d’anticyclones tropicaux (déserts)
    - Cellules de Ferrel : 30-60° Nord et Sud. L’air converge à basse altitude pour s’élever à
        la frontière entre l’air polaire et subtropical. Le circuit est complété par le flux qui
        voyage à haute altitude vers les tropiques, où il se joint à l’air ascendant des cellules
        de Hadley.
    - Cellules polaires : dès 60°N et Sud. Les + petites et les Ŕ actives. L’air descend aux
        pôles et se dirige vers des latitudes + basses en surface.
la cellule de Hadley est dominante : elle suit la circulation directe. La cellule de Ferrel subit
cette influence et a une circulation indirecte (l’air sec descend et l’air humide monte). Cf. p.8 !

Rôle de la vapeur d’eau : libération de la chaleur de condensation
   La chaleur absorbée par l’eau est utilisée pour son évaporation -> énergie latente
   transportée dans la vapeur d‘eau -> L‘énergie latente sera de nouveau libérée lors de la
   condensation
   Lors de la condensation, on passe de la chaleur latente à de la chaleur sensible
   Au-dessus des océans tropicaux, le gradient horizontal des températures est encore
   renforcé

Chaleur sensible : quantité de chaleur détenue par un objet et qui peut être ressentie ou
détectée au toucher
Chaleur latente : chaleur qui est utilisée et stockée quand une substance change d'état,
passant de solide à liquide (ou directement à un gaz) ou de liquide à gaz (par exemple
évaporation de l'eau)
Transfert de chaleur latente : transfert de chaleur d'une surface d'évaporation dans
l'atmosphère

b) Origine de la circulation générale : la rotation de la terre

La force de Coriolis est une « force apparente » ; elle a un effet sur tout ce qui est en
mouvement. Elle n’a un effet que quand on bouge !
       - Hémisphère Nord : déviation vers la droite / Hémisphère Sud : déviation vers la
       gauche. Elle dépend de la latitude.
Accélération de Coriolis = 2 x rotation de la Terre x sin (angle de latitude) x vitesse du vent :
                     Nulle à l’équateur ; moyenne à 45° ; très importante à 90°

Le vent ne souffle pas directement des hautes vers les basses pressions : force de gradient de
pression + force de Coriolis -> déviation vers la droite (Nord) et gauche (Sud). Sans cette
force, les différences de pression seraient rapidement équilibrées. C’est pourquoi des zones de
hautes et les basses pressions durent des jours.
 Pas de circulation directe de l’équateur aux pôles : !!!

13

   -   La force de Coriolis transforme les vents en direction du Nord en vents d‘Ouest, et
       ceux dirigés vers l‘équateur en vents d‘Est Le transport direct est bloqué
   -   De plus, à cause de cette force, le vent souffle dans le sens des aiguilles d’une montre
       dans les anticyclones, et dans le sens inverse pour les dépressions (N)

Distribution mondiale des températures de l’air :
   Les températures diminuent de l’équateur aux pôles
   Les grandes masses de terre situées dans les zones subarctiques et arctiques sont la cause
   du développement de centres de températures extrêmement basses en hiver
   Dans les régions équatoriales, les températures changent peu entre janvier et juillet
   Les isothermes s’inversent entre le Nord et le Sud de janvier à juillet sur les continents de
   moyennes latitudes et les zones subarctiques

Le climat des basses latitudes est influencé par :
   La zone de convergence intertropicale
       o Circulation thermique directe
       o Chaud et humide Beaucoup de nuages, pluies et orages
   Les cyclones tropicaux
       o Circulation thermique directe
       o Création de champs de températures avec de forts gradients horizontaux/verticaux
       -> renforcement
Climat des moyennes latitudes est marqué par une instabilité barocline :
   Comment l’air se mélange-t-il aux moyennes latitudes ? (beaucoup moins de convection
   et de chaleur latente)
   - Les tempêtes
   - Zones de basse pression
   - Ondes de Rossby / Instabilité barocline
ondes de Rossby (cf. chapitre 1)

c) Résumé
La circulation atmosphérique transfère la chaleur des régions équatoriales jusqu’aux pôles
par:
       La circulation des cellules de Hadley, de Ferrel et polaires

14

       Mouvements de masses d’air
       Ondes de Rossby
       Cyclones tropicaux

Tempêtes = turbulences -> transfert d’énergie
   Grande capacité de transport (Dilatation + vitesse du vent!)
   Se produisent là où le transport est indispensable = moyennes latitudes (là où l‘air
   tropical/subtropical chaud est en contact avec l‘air polaire froid)
   Le système se réalimente de lui-même : le nouveau mélange de l‘air froid et de l‘air chaud
   crée des fronts chauds et froids
Le vent ≠ le seul à transporter énergie aux pôles, l’eau aussi => courants marins (tapis roulant
global)

Résumé : cascade d’énergie :
1. En moyenne, la surface de la Terre est une source de chaleur (absorption du rayonnement
   solaire) et la troposphère supérieure est une zone de perte de chaleur (émission d‘ondes
   longues) -> Rehaussement du centre de gravité de l‘atmosphères
2. Augmentation de l‘énergie potentielle disponible (APE)= moteur de tous les mouvements
   atmosphériques
3. Une grande partie de l‘APE est libérée par des instabilités convectives
4. L‘autre partie est générée par le gradient horizontal de températures (basses hautes
   latitudes)
5. Circulation thermique directe -> conversion de l‘énergie potentielle en énergie cinétique
        a. Circulation thermique (ZCIT, Mousson)
        b. Instabilité barocline (ondes de Rossby dans hautes et moy. latitudes)
        c. Cyclone tropicaux (APE est produite par elle-même)
6. Friction à la surface, reliefs -> conversion en turbulences (dégâts aux bâtiments etc.)
7. Conversion en énergie de mouvements des molécules (= chaleur de friction)
 graphe p. 29

L’eau est seulement en petite quantité dans l’atmosphère, mais c’est le moteur du cycle
hydrologique. Pour rappel, seul 0,001% de l’eau terrestre est dans l’atmosphère.
   La quantité d’eau dans l’atmosphère change peu sur des durées supérieures à 1 semaine
           précipitations globales (P) = évaporation globale (E) (pas de pertes)
   Dans les zones subtropicales (anticyclones): E >> P
   ITCZ, mousson (tropes) & dépression extratropicale (moyennes latitudes): P > E
   Sur les continents: P > E (-> input pour le système fluviatile)
   Sur les océans: E > P
   Circulation générale : la vapeur d’eau est transportée de la source (E > P) à l’exutoire
   (continents). Les fleuves, l’eau souterraine et les courants marins (P > E) la transportent
   de nouveau à la source.

4. Convection, nuages et précipitations :

15

           Nuages :
              Faits de gouttes d’eau et/ou de particules de glace
              Se forment quand l’air est saturé ET qu’il contient des particules (noyaux de condensation)
               comme de la poussière, du sable, etc.
               L’eau peut exister à l’état liquide en dessous de 0°C (supercooled) jusqu’à -12°C. C’est le cas par
               exemple dans les pluies givrantes.

           Formation de nuages - ce qui est nécessaire:
                  Noyaux de condensation (petites particules: suie, aérosols, particules de sel)
                  Air ascendant par ex:
                      o De l‘air plus chaud que l‘air environnant -> Cumulus
                      o De l‘air chaud et humide qui passe au-dessus d‘une couche froide -> Stratus
                      o Quand de l‘air est poussé contre un relief ou une côte -> Cumulus et Stratus
           Pour nommer les nuages, on tient compte de 2 paramètres : la hauteur (hautcirr-, moyen 
           alto, bas) et la forme (cumulus, stratus). Le cumulonimbus est un nuage à part car il traverse
           toutes les hauteurs : quand il traverse ttes les couches de la troposphère, il peut y avoir de la
           grêle. Les cirrus sont également spéciaux car ce sont les seuls qui sont formés de particules de
           glace.
               - Nuages hauts (7-12km) :

                                                                                Photo 1 Cirrostratus
Photo 3 Cirrocumulus                    Photo 2 Cirrus
               -       nuages moyens (2-7km) :

           Photo 4 Altostratus
                                                               Photo 5 Altocumulus

               -       Nuages bas (0-2km) :

16

     Photo 6 Nimbostratus                    Photo 7 Stratocumulus

Convection
   L'air chaud s'élève. Il se refroidit jusqu’à la température du point de rosée => formation
   des nuages et dégagement de chaleur latente
   Cela ajoute l'énergie et augmente le mouvement vertical (updraft), ce qui peut produire
   des orages

La chaleur est transférée dans l'atmosphère par 3 mouvements:
   Conduction: transfert de chaleur directement de la surface de sol chauffé vers
   l’atmosphère
   Convection: transfert de chaleur par de l’air chaud en déplacement dans l’atmosphère
   Advection: transfert de chaleur par de l’air chaud se mélangeant à de l’air froid à
   proximité

Niveau de convection libre (NCL) :
• Soulèvement libre d‘une masse d‘air lors d‘une stratification thermique instable (par ex. par
réchauffement du sol en été)
• Par l‘expansion volumique, cette masse d‘air se refroidit jusqu‘à ce que la condensation se
produise
• Le NCL donne la limite inférieure des nuages par convection (jour d‘été)  cf. graph
p.16-18
=> convection -> formation de cumulus humilis, cumulus congestus ou cumulonimbus

Brouillard :
   = Couche nuageuse au sol ou à proximité du sol
   Le brouillard de radiation se forme de nuit quand la température de l’air près du sol passe
   sous la température du point de rosée
   Le brouillard d’advection se forme quand de l’air relativement chaud passe au dessus
   d’une surface plutôt fraîche
   Le brouillard marin se forme quand de l’air marin frais est mis en contact avec des
   courants marins plutôt chauds

Précipitations : 3 mécanismes :
1. Convection: cf. avant
2. Soulèvement orographique
      a. L’air est soulevé au dessus d’un relief : le changement de température modifie l’humidité
          relative

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       b. Pente d’interception = versant exposé au vent (plus humide)
       c. Versant sous le vent (plus sec) peut subir le foehn
3. Précipitations frontales (cycloniques)
       a. Se passent là où des masses d’air de températures différentes se rencontrent : de l’air
           chaud est soulevé le long d’un front météo par de l’air froid, ce qui conduit à des
           précipitations frontales

Types de précipitations :
   Pluie
   Pluie verglaçante = cristaux de glace gelés sur une surface gelée
   Neige = cristaux de glace qui n’ont pas fondu
   Grésil = cristaux de glace qui ont fondu au cours de leur chute
   Grêle = fusion et congélation des cristaux qui se forment dans les nuages orageux

La formation de précipitations nécessite :
    Croissance de gouttes dans les nuages
    Formation de cristaux de glace -> les particules de glace agissent comme des noyaux de gel
    Processus de coalescence -> de grandes gouttes entrent en collision avec de plus petites et
    s’amalgament
Les précipitations se forment dans les nuages à une température bien en dessous du point de
rosée, normalement à proximité du sommet du nuage.
    Toutes les précipitations commencent sous forme d’eau gelée
    Si elle atteint le sol sous forme liquide -> pluie, bruine (petites gouttes)

Croissance des gouttes (processus de Bergeron-Findeisen):
   Début: mélange de particules (cristaux) de glace et gouttes d‘eau sur-refroidies dans le
   nuage
   Diffusion de la vapeur d‘eau des gouttes vers les particules de glace -> croissance très
   rapide des particules de glace au détriment des gouttes
   Coalescence des gouttes sur les particules de glace durant la chute : accrétion
   Agglomération de différentes particules de glace : agrégation
   => Croissance très efficace et rapide des particules de précipitation

Nuages Ŕ précipitations :

Grêle :
   Grêle : sa formation est souvent en rapport avec des cellules multiples et/ou des super cellules

18

    Composition : eau gelée avec inclusions d‘air. Densité ~ 0.8 g cm³ (Glace ~ 0.9 g cm³)
    Forme : plus ou moins sphérique, granuleuse, irrégulière.
    Taille : Grêle à partir d‘un diamètre moyen de 5mm (D < 5 mm: Grésil) - diamètre moyen ~ 1 cm
    Grêlon le plus lourd (documenté): 776 g, 44 cm de circonférence à Coffeyville, Kansas, 3 sept.
    1970

Formation de la grêle : surtout lors des (+) forts soulèvements (updrafts) des tempêtes orageuses, au-
dessus de la limite de gel

•Croissance de la grêle, deux étapes :
1. Formation de grêlons embryonnaires:
    - Agglomération d‘eau sur-refroidie avec des cristaux de glace (Accrétion / recerclage) qui
       donnes des particules de grésil (D < 5 mm). La consistance est proche de la boule de neige,
       faible densité (0.2 Ŕ 0.3 g/cm³)
2. Formation des grêlons :
       À partir des embryons de grêlons, poursuite de l‘accrétion ; normalement, consistance plus
       dure, grande densité (~ 0.8 g/cm³)

    Lors du soulèvement, formation de très petites gouttelettes dans le nuage (D ~ 0.02 mm, BWER)
    qui sont transportées de la base du nuage à grande altitude
    Dans la partie supérieure, les gouttelettes sont sur-refroidies jusqu‘à env. -15°C: (germes de glace
    tombants)
    Soulèvement des particules de glace au bord : croissance durant la chute par impact avec
    des gouttelettes sur-refroidies (accrétion) Grésil, D 1 Ŕ 5 mm

A: Formation des plus petits grêlons :
    Les particules de grésil se retrouvent à la lisière du soulèvement (soulèvement lent)
    croissance rapide des grêlons par accrétion. Au bord, à partir d‘une certaine taille, c‘est la
    gravité qui prend le dessus -> chute jusqu‘au sol
B: Formation des plus gros grêlons:
    Les grêlons embryonnaires sont pris dans le courant ascensionnel et s‘élèvent en spirale
    Note : la grêle a une forte réflectivité
-> cause des gros flocons : avec le courant-jet, il y a une gde énergie potentielle convective
disponible

Exemple de grêle : Fribourg, le 23 juillet 2009.
   - Bilan : 300 mios de dégâts ont été causés aux bâtiments, voitures et agriculture. Pour
      comparaison, les dégâts dus à la grêle pour toute l’année 2007 se montaient à 81 mios.
   - Causes : fort courant jet et forte CAPE (énergie potentielle)

5. Equilibre géostrophique et météorologie dynamique
Variables météorologiques :

19

Le vent se développe lorsque les températures sont différentes d’une région à l’autre, ce qui
provoque des conditions de pression dans les régions voisines.
   - Le vent est une variable vectorielle : il a une direction + force.

a) Equations de base de la météo :
1. Equation de mouvement -> s’applique au vent v
2. Equation de continuité -> s’applique à la densité ρ
3. Première loi de la thermodynamique -> s’applique à la température de l‘air T
4. Equation de conservation de la vapeur d’eau -> s’applique à l’humidité, nuages
5. Equation des gaz parfaits (équation d’état)->s’applique à la pression p
 nous n’en verrons que quelques unes

Loi de conservation : tout se conserve. Ce sont toutes des lois de la conservation.
1.     Dans équation de mouvement => conservation de la quantité de mouvement
2.     Dans équation de continuité => conservation de la masse
3.     Dans première loi de la thermodynamique=> conservation de l‘énergie
4.     Bilan de la vapeur d‘eau => conservation de la masse de vapeur d‘eau

1) Equation de continuité (densité): dρ/dt = -ρV∙v
 on voit que la masse est conservée

2) 1ère loi de la thermodynamique (température) : le 1er principe de la thermodynamique dit
que l'énergie est toujours conservée (changement de température = changement de pression +
apport externe de chaleur).

3) L’équation de Navier-Stokes (vitesse du vent) : cf. script
quantité de mouvement est conservée. Dans cette équation, on trouve la gravité, la force de
friction, l’accélération due au gradient de pression, l’accélération due à la force de Coriolis.

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   2e loi de Newton : Soit un corps de masse m constante, l'accélération subie par un corps
   dans un référentiel galiléen est proportionnelle à la résultante des forces qu'il subit, et
   inversement proportionnelle à sa masse m.

Quelles sont les forces qui s‘exercent sur une parcelle d‘air dans l‘atmosphère ?
   Force du gradient de pression
   Gravité
   Friction
   Force de Coriolis

Pour tous les mouvements qui ont lieu dans l‘atmosphère, on utilise l’équation de mouvement,
qui est en fait celle de Navier-Stokes vue précédemment à laquelle on ajoute 2 forces
supplémentaires, la force centrifuge et la force de Coriolis. Ceci nous donne un truc pas
possible.

Mais grâce à l’approximation hydrostatique, on obtient, pour la composante verticale,
l’équation suivante (accélération gravité = accélération du gradient de pression) : Δp/Δz = -ρg
Δp est la différence de pression avec 1000hPa, la densité (ρ) est de 1,2kg/m3 (au niveau de la
mer pour 20 degrés) et Δz est la différence de hauteur (donc l’altitude).
    - Ex : quelle altitude correspond à l’isobare 850 hPa ?
    - Δp= 850-1000 = -150hPa  -15000 = -1,2*9,81* Δz  Δz = 1274m

Pour la composante horizontale, on utilise la force de Coriolis. On dit que l’accélération de
Coriolis=accélération du gradient de pression (car elle est proportionnelle à la vitesse du
vent). Le vent géostrophique est parallèle aux isobares.

Mais : Influence de la friction :
   La friction réduit la vitesse du vent et donc la force de Coriolis
   Comme le gradient de pression reste le même, un vent se développe en partant de la faible
   pression
   A cause de la friction, le vent tourne en hauteur dans le sens des aiguilles d'une montre
   (dans la couche limite planétaire)

La vitesse du vent dépend donc de :
   gradient de pression (dépend de l’écart entre les isobares)
   force de Coriolis (dépend de la latitude)
   friction (il y a une différence entre terre et mer)
   la force centrifuge due à la courbure de la trajectoire de l'air

Vorticité = force du tourbillon
   Le développement et l'effondrement des tempêtes sont fortement liés à l'augmentation et à
   la diminution du tourbillon, de la vorticité.

21

    Un changement positif du tourbillon provoque une augmentation de la basse pression
    (spin up); négatif un affaiblissement (spin down); vice versa pour la haute pression.
    Cette vorticité est utile pour les systèmes rotatifs, ce qui crée des tempêtes.
    la vorticité est définie comme la rotation de la vitesse : ζ= δv/δx Ŕ δu/δy

Le cisaillement, lui, est la rotation des vents horizontaux autour de leurs axes verticaux (cf.
script).

Le tourbillon absolu : rotation de la Terre + rotation due au mouvement relatif à la rotation de
la Terre. ζa = ζ + f

Les Jet-streams se trouvent prés de la tropopause, ~200 hPa.
    « contrôlent » les systèmes de basse pression
    peuvent « générer » des systèmes de basse pression (à travers le cisaillement + divergence)
    ont une très grande vitesse : p.ex. au-dessus du C des USA, certains peuvent atteindre 75 m/s.
    sont utilisés par avions, voyage en ballon…
pourquoi y a-t-il des jet-streams ?
        - Δp = -ρgΔz
On voit que plus la densité est grande (donc plus l’air est froid), plus la pression diminue
avec l’altitude. On a aussi une augmentation du vent géostrophique avec l’altitude : de ce fait,
les vents avec la plus grande vitesse se trouvent près de la tropopause.

Systèmes de pression dynamiques :
       Convergence en altitude -> divergence à la surface -> haute pression à la surface
       Divergence en altitude -> convergence à la surface -> basse pression à la surface
cf schéma script

6. Dépressions, anticyclones et fronts :
Les dépressions sont les formes dominantes des systèmes météo des moyennes et hautes
latitudes. Une zone dépressionnaire a aussi une expansion verticale -> important d’observer
les cartes météo aussi en altitude.

a) Niveau de pression – géopotentiel

La pression est définie par l’équation suivante : p = ρ R T (ou R est une constante)

Niveau de pressions non planes
      • La hauteur d'une surface de pression au-dessus du sol est une fonction de la
      température :
      • Si les températures des deux colonnes d’air sont égales, le niveau de pression sera
      situé au même niveau dans chaque colonne.

22

        • Si l’on réchauffe une colonne et refroidit l’autre colonne, l’air froid (plus dense) se
        contracte et l’air chaud (moins dense) se dilate -> les surfaces de pression qui en
        résultent sont plus à la même hauteur (une est plus haute que l’autre)!
ex. de niveaux moyens de pression : à 0m, la pression vaut 1013hPa et la T 15o, à 100m,
c’est 1000hPa et 14 o, à 1500m, c’est 850hPa et 5 o, à 5000m, c’est 500hPa et -20 o.

Le géopotentiel :
       L’altitude d’un niveau de pression s’appelle le géopotentiel.
       Tout comme une carte topographique, il est possible de produire des cartes de
       géopotentiel.
       L’analyse du géopotentiel sert à localiser les crêtes ou dépressions qui sont les
       équivalents en altitude des cyclones et des anticyclones à la surface
       Comme pour les isobares, on parle d’isohypse = ligne de même géopotentiel dans un
       niveau de pression (ex. 500 hPa)

b) Développement de systèmes de basse pression :

Une activité frontale se produit là où des masses d’air de températures différentes se
rencontrent : de l’air chaud est obligé de s’élever au dessus d’une masse d’air froid le long
d’un front météo.

Naissance classique d’une dépression au dessus de l’Atlantique:
   De l‘air chaud et froid se heurtent à un front polaire -> formation de petites ondes ->
   Rotation
   Autre mécanisme (Mer Méditerranée):
   - La formation d’ondes (=naissance d’une dépression) est aussi possible par des reliefs
       dépression sur le versant sous le vent
   - Les limites des masses d‘air sont influencées par les Alpes ou l‘Atlas -> L‘air entre en
       rotation -> formation d‘une dépression!

Mécanisme:
 (1) Apport d‘air chaud -> (2) Baisse de pression
(3) Si cela s‘étend suffisamment : influence de la force de Coriolis -> (4) Rotation (5) Si
l‘apport d‘air chaud se poursuit -> équilibre de vent de gradient (Force de gradient de
pression= force de Coriolis+ force centrifuge)
=> Condition: la perturbation initiale doit avoir une taille minimale (en moyenne, env.
100km)

Les 4 stades d’un système de basse pression :

23

Les systèmes de basses pressions sur le globe :
       Basse pression extratropique (dépression)
       Cyclones tropicaux
       Onde d’Est [Easterly waves] qui peuvent aussi se trouver dans les Tropiques

On a vu que les tempêtes naissent dans les zones à fort contrastes de T. Dans l’hémisphère
Nord, les continents sont beaucoup plus froids que les océans-> Contrastes de température ->
Plus fortes zones dépressionnaires (tempêtes d’hiver)
   Les ondes dépressionnaires ont tendance à se former dans certaines zones et à emprunter
   les mêmes trajectoires
   - Les ondes dépressionnaires des moyennes latitudes ont tendance à voyager vers l’Est
   - Les cyclones tropicaux, eux, se dirigent plutôt vers l’Ouest
explication : les zones dépressionnaires se déplacent avec les courants situés en altitude
(vents d’ouest aux moyennes latitudes, alizés aux Tropiques)

Dans les Tropiques, les dépressions sont plus faibles, sous la forme d’ondes d’est (easterly
waves)
   - Une forme classique d’un système météo tropicale est une zone de basse pression
       faible (creux barométrique) se déplaçant lentement dans la ceinture d’Alizés
   - Les easterly waves peuvent aussi être à l’origine des ouragans

c) Les fronts :

Qu‘est ce qu‘un front ?
       o C’est une limite des masses d‘air, une zone de transition (Coin dans les isobares!)
       o À la surface, il est lié aux changements météo
   Zone frontale: 100-200km !! Pas une limite nette!
   Types de front:
       o Front chaud : De l’air chaud monte le long d’une masse d’air froid, ce qui entraîne