1.1 - Introduction sur les circulations

Pourquoi l’atmosphère et les océans sont-ils dynamiques ?

Pour qu’un corps soit dynamique, il lui faut une importante source d’énergie. Par la suite, cette énergie est transformée en énergie mécanique (forces de mouvement), et enfin en énergie cinétique (mouvement propre).

Dans le cas d’une voiture par exemple, la combustion du carburant produit de l’énergie, laquelle est utilisée pour actionner des pistons et créer ainsi des forces mécaniques capables d’imprimer un mouvement à la voiture.

Dans le cas de la tectonique des plaques, c’est l’énergie emmagasinée par la Terre au cours de son accrétion et de sa condensation, qu’elle restitue par ailleurs continuellement au milieu interstellaire, qui est responsable du mouvement des plaques lithosphériques (voir géodynamique interne).

Contrairement à ce dernier exemple, la source d’énergie à l’origine de la dynamique des enveloppes externes est extérieure à la Terre : c’est le Soleil.

Dans sa globalité, la Terre est à l’équilibre thermique : le rayonnement infrarouge émis par la Terre dans l’espace est strictement compensé par l’énergie solaire qu’elle absorbe à sa surface. La température moyenne de la Terre au sommet de l’atmosphère, de 255 K, soit -18°C, est fixée par cet équilibre. La présence d’une atmosphère constituée de " gaz à effet de serre " augmente la température moyenne de surface de la Terre (au niveau du sol et des océans) d’une trentaine de degrés par rapport à celle au sommet de l’atmosphère.

Mais localement, la température de surface varie, à cause de l’inégale répartition de l’énergie solaire. C’est cette inégalité qui est, à proprement parler, le moteur des circulations atmosphériques et océaniques : elles s’organisent en effet de façon à diminuer les écarts de température à la surface de notre planète.

Nous allons tout d’abord étudier le bilan énergétique global de la Terre (ou encore son bilan " radiatif ") afin de comprendre quels sont les paramètres qui contrôlent la température moyenne à la surface de la Terre. Puis nous regarderons ce qui créé, régionalement, les variations de température.


    1.2 - Le bilan énergétique de la Terre

Quels sont les paramètres qui contrôlent la température moyenne à la surface de la Terre ?

Cette partie du cours sera traitée sous forme d'exercices en séance:

Exercice correspondant: EXERCICE 1: bilan énergétique de la Terre, décomposé en trois parties:

Comment se répartit le rayonnement solaire à la surface de la Terre ?

Si la Terre est globalement à l’équilibre thermique, l’énergie solaire est néanmoins distribuée de façon variable à sa surface. Nous verrons ci-dessous comment cette distribution inhomogène provoque la circulations des enveloppes fluides et de quelle manière l’équilibre thermique est pourtant maintenu sur l’ensemble du globe.

Document 1  : Approche expérimentale de la répartition de l’énergie solaire à la surface de la Terre. Un faisceau de lumière de faible section, envoyé sur la surface d’un globe, simule le rayonnement solaire. Le déplacement de ce faisceau de l’équateur vers les pôles permet de visualiser l’effet de la variation d’incidence du rayonnement avec la latitude.

Exercice correspondant: EXERCICE 2.1 (exercice supplémentaire, non traité en séance)

Document 2  : Bilan énergétique en tout point du globe terrestre (différence entre le rayonnement solaire absorbé et le rayonnement réémis par la Terre), en Watt par mètre carré. Les ronds rouges correspondent à un bilan positif tandis que les ronds bleus crorrespondent à un bilan négatif.

Exercice correspondant: EXERCICE 2.2 (exercice supplémentaire, non traité en séance)

Document 3 : Répartition spatiale de la température moyenne de surface de l'océan mondial. La couleur rouge indique une température supérieure à 29°C, la couleur violette, une température inférieure à 18°C.

Comment expliquer la dynamique des masses d’air ?

La dynamique des enveloppes externes est directement liée à la variation d’incidence du rayonnement solaire en surface de notre planète.

La première couche de l’atmosphère, la troposphère, est chauffée à sa base par l’énergie solaire reçue et réémise par la surface de la Terre : c’est ce qui permet le mouvement des masses d’air sous forme de cellules de convection. La circulation troposphérique, par la suite, entraîne celle des masses d’eau superficielles et induit de cette façon une circulation océanique de surface. Nous allons étudier comment se met en place une cellule convective dans la troposphère.

Dans un volume de matière compris entre deux couches limites et échauffé par sa base, une " boucle de circulation " ou " cellule convective " s’établit selon le mécanisme suivant (voir Document 4) :

Document 4  : Circulation d’un fluide entre deux couches limites de température différente : principe d’une cellule convective.

Les mouvements verticaux des masses d’air dans la troposphère sont donc dus à des variations de masse volumique (créées par des différences de température) tandis que les mouvements horizontaux sont dus à des différences de pression.

Exercice correspondant: EXERCICE 3 (exercice supplémentaire, non traité en séance)

 

      1.3 - La dynamique de l’atmosphère

Il est nécessaire, en premier lieu, de connaître la composition chimique et la structure de l’atmosphère avant d’étudier les mouvements qui l’animent. Nous pourrons par la suite étudier la dynamique de l’atmosphère. La circulation atmosphérique prend essentiellement place dans une couche particulière de l’atmosphère : la plus basse, la troposphère. Cependant, la couche sus-jacente, la stratosphère, est également affectée par des mouvements de matière très lents.

Quelle est la composition et la structure de l’atmosphère terrestre ?

Cette partie du cours sera traitée sous forme d'exercices en séance:

Exercice correspondant: EXERCICE 4: composition chimique et structure de l'atmosphère, décomposé en deux parties:

Compléments de cours sur la structure de l'atmosphère:

La troposphère est la couche d’air comprise entre la surface de la Terre et les autres couches de l’atmosphère : c’est l’air que nous respirons. Elle est caractérisée par la présence des nuages et des phénomènes climatiques (précipitations, etc). Cette couche contient 99% de la vapeur d’eau de l’atmosphère et la température y diminue de 6,5°C par kilomètre. La limite supérieure de la troposphère varie en fonction des latitudes : elle se situe vers 18 km au-dessus de l’équateur où l’air est chaud et dilaté, et vers 8 km dans les hautes latitudes, près des pôles, où l’air est froid et contracté.

Document 5  : Variation d’altitude de la tropopause (limite entre la troposphère et la stratosphère) avec la latitude.

La stratosphère est la seconde couche principale de l’atmosphère, située au-dessus de la troposphère. La mésosphère et la thermosphère sont les couches dites " supérieures ". L’augmentation de température dans la thermosphère est due à l’absorption du rayonnement solaire de courtes longueurs d’onde (rayons X et UV) par le dioxygène.

L’atmosphère de la Terre est animée de mouvements permanents, notamment dans sa partie la plus basse, la troposphère. Dans cette couche de l’atmosphère, les masses d’air sont animées de courants horizontaux et verticaux, de direction latitudinale et/ou méridienne. Les vents peuvent toutefois être modifiés par la répartition des terres et des mers, la présence de montagnes … et varient avec les saisons. Si ces mouvements concernent surtout la troposphère, il existe aussi des mouvements horizontaux dans la stratosphère.

La circulation troposphérique

Des mouvements importants animent les masses d’air atmosphériques. Ces " circulations " atmosphériques résultent de l’inégale répartition de l’énergie solaire arrivant à la surface du globe et de la rotation de la Terre sur elle-même. C’est au niveau de la troposphère que naissent les vents de surface qui permettent d’homogénéiser la température à la surface du globe. Les mouvements dans la troposphère sont de nature convective (cf. Document 4) et peuvent être turbulents. La grande majorité des nuages (les cumulo nimbus en particulier) les mettent en évidence.

Document 6  : Dépression centrée sur l’Irlande et photographiée par un satellite. Le mouvement de rotation inverse à celui des aiguilles d’une montre, caractéristique d’une dépression dans l’hémisphère nord, est bien matérialisé par la distribution de la masse nuageuse.

 

Cette partie du cours (circulation troposphérique) sera traitée en partie sous forme d'exercices en séance:

Exercice correspondant: EXERCICE 5: la circulation troposphérique, décomposé en deux parties:

Compléments sur la circulation troposphérique

Les mouvements des masses d'air s'effectuent initialement des zones de haute pression (anticyclones) vers les zones de basse pression (dépressions) (Document 7). La force de Coriolis dévie ensuite les masses d'air vers la droite (par rapport au sens du mouvement) dans l'hémisphère Nord, et vers la gauche dans l'hémisphère Sud.

Document 7 : Trajectoire de l'air à la surface de la Terre dans l'hémisphère Nord. Dans l’hémisphère nord, l’air s’éloigne des zones anticycloniques en effectuant une spirale descendante tournant dans le sens des aiguilles d’une montre et se rapproche des dépressions où il s’enroule en une spirale ascendante tournant dans le sens contraire des aiguilles d’une montre.

Dans les zones anticycloniques de l’hémisphère nord, l’air décrit une spirale descendante tournant dans le sens des aiguilles d’une montre pour s’éloigner et rejoindre une zone dépressionnaire dans laquelle il monte en une spirale tournant dans le sens contraire des aiguilles d’une montre (document 7). Ces mouvements d’enroulement en sens inverse pour un même hémisphère s’expliquent par la combinaison de la force de Coriolis, des forces d’expulsion anticycloniques et des forces d’aspiration dépressionnaires.


Document 8 : Expérience matérialisant l’effet de la force de Coriolis sur le jet d’un ballon par des enfants installés sur un tourniquet. Pour un observateur extérieur au système, la trajectoire de la balle apparaît linéaire. Si on se place sur le tourniquet, la trajectoire semble déviée vers la gauche. Cet effet est lié à la rotation du système. (Expérience filmée et imaginée par les chercheurs du Jet Propulsion)

A l’échelle de la planète, la circulation troposphérique est caractérisée par trois grandes boucles hélicoïdales et symétriques dans chaque hémisphère.

Document 9 : Les circulations troposphériques s'organisent en trois boucles symétriques dans chaque hémisphère. En raison de la force de Coriolis (voir document 14), les vents de surface sont déviés dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord et dans le sens contraire dans l'hémisphère sud ; aussi les boucles thermiques forment-elles une spirale continue dans chaque bande de latitude.

La direction des vents de surface

L’étude des cartes météorologiques montre que les mouvements horizontaux, et donc les vents, le déplacement des nuages … et le temps qu’il fait, peuvent être corrélés à des différences de pression atmosphérique entre deux régions. Les mouvements des masses d’air s’effectuent des zones de hautes pressions, appelées anticyclones, vers les zones de basses pressions, appelées dépressions ou cyclones lorsque les pressions sont très basses. Ce déplacement des nuages et la direction des vents sont influencés par la force de Coriolis, conséquence de la sphéricité de la Terre et de sa rotation sur elle-même, d’ouest en est (voir document 7).

A l’échelle globale, les zones d’ascendance d’air (équateur et 60° de latitude) sont des zones de basse pression. A l’inverse, la descente d’air froid est génératrice de hautes pressions (tropiques et pôles). Ainsi les alizés sont dirigés des tropiques vers l’équateur, soufflant d’est en ouest en raison de la force de Coriolis.

De la même manière, le domaine tempéré est affecté de vents soufflant des hautes pressions tropicales vers les basses pressions situées vers 60° de latitude, mais déviés vers l’est par la force de Coriolis (document 9).

Document 10 : Les vents à la surface du globe. La longueur des pointes de flèche indique schématiquement la vitesse du vent.

 

La circulation stratosphérique

Si le transport des masses d’air dans la troposphère est de loin le plus efficace en terme de rapidité, de quantités brassées, de matière et d’énergie échangées, il existe néanmoins un autre mode de transport atmosphérique, beaucoup plus lent, qui affecte la stratosphère. Les mouvements dans la basse stratosphère sont parfois visibles grâce aux nuages très plats qui apparaissent à proximité de la tropopause (les cirrus). Ils peuvent être également mis en évidence, à l’échelle du globe, lorsqu’une éruption volcanique suffisamment violente injecte de la poussière et des gaz dans la stratosphère : la dispersion des composés permet de tracer le sens et la vitesse des transports.

Cette partie du cours sera traitée sous forme d'exercice:

Exercice correspondant: EXERCICE 6 (exercice supplémentaire, non traité en séance)