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 (<10 %)
3. Il se produisit alors un phénomène de dégazage continuel (outgassing). Conséquences :
a. H2O -> 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
condensationvent 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 : !!!
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- 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
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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 (hautcirr-, 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) :
- nuages moyens (2-7km) :
- Nuages bas (0-2km) :
Photo 3 Cirrocumulus Photo 2 Cirrus Photo 1 Cirrostratus
Photo 5 Altocumulus
Photo 4 Altostratus
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
17
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.
20
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
24
la formation de nuages (par condensation) et des précipitations
o Front froid : De l’air froid pénètre rapidement dans de l’air chaud stationnaire et le
force à s’élever le long d’un front froid raide. Cela entraîne la formation de nuages
et des précipitations (souvent des orages violents)
o Dans un front occlus, un front chaud est rattrapé par un front froid. L’air chaud est
propulsé vers le haut et n’est plus en contact avec le sol (cf. p.30-32)
Que se passe-t-il au passage d’un front ?
- La pression diminue et des vents du S apparaissent.
- La pression remonte ensuite et création de vents d’O et de nuages
- Enfin, la pression chute fortement et l’on a de forts vents du N avec des pluies
Cyclogenèse : résumé
Contrastes de températures au sol (= front stationnaire)
Contrastes de température et d‘humidité en altitude
Les Jet streams divergent -> convergence au sol
Les creux le long du jet stream se déplacent au dessus d‘un front stationnaire au sol -> circulation
cyclonique ->de l’air chaud subtropical se dirige vers le pôle (vers le NE), de l’air polaire froid se
dirige vers l‘équateur
De l‘air chaud et humide est soulevé au dessus d‘air froid et sec (= front chaud) -> diminution de
la pression dans le secteur chaud
De l‘air froid s‘insère sous l‘air chaud dans la dépression -> = front froid
Après l‘occlusion -> il n‘y a plus de réserves d‘énergie -> la dépression s‘annule
Il y a aussi des différences saisonnières : la force de la dépression dépend, entre autres, du
réservoir original d‘énergie il y a des contrastes de température au front
En hiver: de l‘air polaire vient, entre autres de l‘Amérique du Nord (continent) -> très froid en
comparaison avec l‘air plutôt chaud des océans subtropicaux (presque aussi chaud qu‘en été) -> +
de dépressions océaniques en hiver!
Autre origine: influence d‘air stratosphérique très froid
Effets d’une aggravation potentielle = tempêtes !!
Des processus qui peuvent augmenter les dépressions et créer une tempête:
1. Par la formation continuelle de nuages et de précipitations, de l‘énergie latente est libérée aux
deux fronts -> apport d‘énergie pour les vents rotationnels
-> Plus la masse d‘air est humide et chaude, plus la dépression est importante !
2. Advection de tourbillon positif¨
3. Divergence en altitude
4. Interaction de la dépression avec le courant-jet
Définition d‘une tempête : Déplacement d‘air d‘une grande intensité dans l‘atmosphère (v > 17m/s,
Bft 8-12)
Dans les rafales, le vent peut être 2x + fort qu‘en moyenne
Les vents sont plus violents sur la mer (1.6 x + forts) que sur les continents (friction!) -> Les zones
côtières sont + exposées aux tempêtes
Sur terre, la force du vent peut être très différente, notamment à cause de l‘orographie (->Alpes)
25
Exemples : Ouragan Anatole (3-4.12.1999) qui a fait 20 morts. Il s’agit d’une rencontre d’un système
de basse pression avec le maximum de tourbillon
7. Orages et tornades :
Les orages sont d’intenses tempêtes convectionnelles (dues à la convection) associée à des
cumulonimbus massifs. Ils peuvent occasionner d’intenses pluies, grêle, tonnerre, éclairs et
forts courants descendants (microbursts) ce qui peut s’avérer dangereux.
Formation
De l’air chaud s‘élève -> se condense -> Cumulus -> toujours plus d‘air monte (libération
de chaleur latente)
L‘air chaud montant est bloqué par la tropopause (=couvercle) -> forme d’enclume
(Cirrus). Un orage paraît différent si on le voit d‘en bas ou de loin !
L‘énergie ne peut être transportée plus haut -> décharge par éclairs, pluie et vents violents
La montée est induite par le réchauffement du sol (orage de chaleur), soulèvement
orographique ou convergence au sol (par ex. à un front)
Foudre :
Éclair: décharge électrique entre deux secteurs de charge différente
Formation: a lieu dans les nuages convectifs mixtes (eau/glace) d‘altitude
Tonnerre: onde de choc de l‘air expansé (adiabatique)
Paramètres physiques :
- Dia : 15cm
- Taille : 5 km
- T = 29000 degrés Celsius
- Durée : 40.70 ms
Conditions pour la formation d‘orages:
Teneur plus haute d‘humidité de l‘atmosphère
-> Libération de chaleur de condensation
26
stratification instable au-dessus de la NCL
-> ascension de l’air chaud
déclencheur de l‘initiation de la convection
-> Soulèvement jusqu‘au niveau de condensation
Vent horizontal
-> faible/ fort / cisaillement vertical du vent
a) Orages unicellulaires :
•Les orages unicellulaires se forment durant les mois d‘été, l‘après-midi et en soirée
•Fréquence: relativement fréquents durant les mois d‘été
•Durée de vie jusqu‘à env. 1 h, étendue 2 Ŕ 10 km
• Condition environnante: faibles vitesses de vent, cisaillement vertical minimal
• ce type d’orage a une croissance verticale sans dévers latéral et une enclume symétrique
Stades des orages unicellulaires
1) Stade de Cumulus: développement
- Fort courant ascendant [updraft]: l’air chaud s’élève.
- Aspiration dans le nuage d‘air environnant humide (il aspire de l’air par le bas : c’est
ce qui arrive p.ex. sur les lacs en fin d’après-midi quand on veut rentrer au port)
- on obtient un nuage mixte (glace-eau) avec du gel dans la partie supérieure.
- début de la formation de précipitations.
2) Stade de maturité: point culminant
- Formation de précipitations, les particules de glace tombent sur le sol.
- Courant descendant [downdraft]
- Formation d’une enclume symétrique
3) Stade de dissipation: destruction
- Le courant descendant annule le courant ascendant (la pluie détruit le mvt ascendant
du vent)
-Les nuages sont séparés de la source : fortes précipitations, mais le nuage n’est plus
alimenté en air humide.
b) Orages multicellulaires
27
Dans les orages multicellulaires, il y a plusieurs cellules orageuses sous forme de «cluster»
- Cluster : nuage formé de 2 à 20 cellules différenciées. Il s’agit d’un complexe de
plusieurs orages unicellulaires, mais on le voit comme un seul orage depuis l’extérieur.
Ces nuages ont une durée de vie plus grande : jusqu‘à 1 jour (une seule cellule ~ 1 h)
- extension spatiale ~ 20 - 50 km
- Formation : plutôt l‘après-midi, à proximité d‘un creux barométrique en altitude
et/ou de soulèvements dus à la topographie
condition environnante : il faut un (faible) cisaillement vertical du vent horizontal
augmentation de la vitesse du vent avec l‘altitude. En effet, grâce à cette vitesse différente,
l’updraft et le downdraft ne se font pas au même endroit : ainsi, la pluie ne détruit pas le vent
ascendant et l’orage peut tjrs être alimenté en air humide. C’est donc un système qui
s’alimente soi-même.
Les stades des orages multicellulaires :
- Stade de Cumulus (cellule 1) - Stade de maturité (cellule 3) - Stade de dissipation
(cellule 5)
Les cellules se développent de la même manière qu‘une cellule unique; durée de vie ~ 1 h
effondrement continuel et formation continuelle de nouvelles cellules indépendantes sur les
flancs du Cluster
- Au début, on a le développement de 2 cellules. La cellule 1 arrive au stade de maturité,
et son courant descendant provoque un « front de rafales » au sol. Ce dernier passe
sous la cellule 2 et agit comme catalyseur pour le dév. de cette dernière.
- Ensuite, la cellule 1 est séparée de l’air chaud et humide et commence à s’effondrer,
alors que la cellule 2 arrive à maturité, créant des vents qui aide au dév. d’une 3ème
cellule, etc.
- Note : le front de rafale est responsable du soulèvement de l’air chaud devant un front
froid.
cette suite de cellule donne l’impression que le nuage se déplace de travers : le vecteur de
déplacement est la somme du vecteur vent et du vecteur de développement des nouvelles
cellules en moyenne, déviation de 30 degrés par rapport à la direction moyenne du vent
Potentiel de danger des orages multicellulaires:
- Tempête de rafales due au courant descendant et du front de rafales qui en résulte au
sol
- Fortes précipitations : importantes précipitations sur une large zone à cause de la
large extension spatiale du complexe multicellulaire. -> Danger de crues
- Si le complexe ne progresse que lentement ou reste stationnaire, la somme des
précipitations reçues localement peut-être très importante. Ŕ> Danger de laves
torrentielles et de coulées de boue
- Grêle
- Foudre
Squall Lines ou ligne de grains:
28
- = Ligne d’orages isolés qui se déplace avec le vent moyen de l’atmosphère. C’est une
convection de haute altitude, souvent suivie d‘un domaine de précipitations stratiforme
(MCS).
Durée de vie : plusieurs heures
Etendue: jusqu‘à plusieurs centaines de km de long, large de
quelques km (car convection)
Généralement, il s’agit d’une partie d‘un cyclone extratropical, en
relation avec un front froid, un front en altitude ou avec la ligne de
convergence. Ils se forment généralement à l’avant ou le long d’un
front froid.
- Ainsi, le front froid les alimente en humidité, en mouvements ascendants et en
instabilité.
• Condition environnante : cisaillement vertical du vent (cisaillement de vitesse)
nécessaire!
Il existe aussi des grains en arc ou Bow echo : c’est le résultat de l’étalement d’une poche
d’air froid isolée située à l’avant d’un orage ou d’une ligne d’orages. Ici, les orages ne se
mettent pas en ligne, mais s’étalent.
- c’est un indice pour de fortes vitesses de vent au sol, qui causent normalement
d‘importants dégâts.
Dangers des squall lines:
- Sur des domaines étendus, on a localement de fortes précipitations, et donc un
danger d‘importantes crues.
-> si le le front ne progresse que très lentement : très fortes précipitations
-> si des cellules orageuses se déplacent le long de la ligne de grain (front d‘entrainement): on
peu avoir des précipitations particulièrement importantes, laves torrentielles
- Tempête de rafale due au front de rafales -> très hautes vitesses de vent (jusqu‘à180
km/h)
-Dans de rares cas, des tornades peuvent se produire lors du développement d‘un
grain en arc [bow echos]
-Grêle
-Foudre
important potentiel de danger
- Ce potentiel de danger peut être réduit par la réalisation de prévisions sûres
c) Orages supercellulaires
Les orages supercellulaires sont des tempêtes orageuses de la plus grande intensité.
- Il s’agit d’un complexe unique, comme les orages unicellulaires -> courants
ascendants et descendants sont couplés
- Extension de 10 à 50 km, ~ heures
- Caractéristiques: forte rotation de l’air ascendant et une seule cellule complète ->
longue durée de vie. De plus, ils ont tendance à se séparer.
29
Condition : cisaillement de la vitesse et de la direction du vent horizontal
C’est au centre du complexe que l’on trouve les pluies et la grêle les plus fortes. Ex. d’un tel
orage : le 23 juillet 2009 en Suisse.
d) Tornades : colonne d‘air qui est en contact avec le seul et dont la vitesse de rotation est
importante, ce qui cause d‘énormes dégâts. C’est un tourbillon de petite dimension mais de
forte densité.
- Apparition: en lien avec des orages supercellulaires, des Squall Lines ou des bow
echo
- Diamètre: entre 50 m et 800 m
- Vitesses de vent : 62 à 514 km/h -> = Rotation + vitesse de déplacement
- Observable au début du développement : Tourbillon de poussière au sol ou tube
nuageux descendant depuis le couvert nuageux
• On peut aussi avoir une tornade sans tube nuageux, le tube nuageux ne doit
pas obligatoirement atteindre le sol
- Pression: Dans les tornades, la pression peut être extrêmement faible, jusqu’à 50 hPa
inférieure à la pression environnante
- cycle de vie: varie de quelques secondes à 30 minutes (à de rares occasions, elles
peuvent vivre plus d’1 heure)
Formation et développement d’une tornade :
- les tornades se développent très svt à l’avant ou aux bords d’un front froid, au
contact entre une masse d’air chaud et humide et une masse d’air froid et sec. La
couche d’air humide est alors limitée aux basses couches de l’atmosphère, surmontée
par une mince couche d’air stable. L’air au-dessus est sec et instable.
- Dans un 1er
temps, la mince couche d’air empêche les courants ascendants. Quand
l’énergie de ces derniers devient trop forte, ils brisent la couche et entrent violemment
dans la couche supérieure, donnant naissance à des cellules convectives maintenues
par les courants ascendants.
Forte rotation du courant ascendant en altitude (wall cloud)
- Le flanc arrière du courant descendant commence à „s‘enrouler “dans le courant
ascendant. Le courant ascendant est alors séparé de l‘air chaud.
30
- Conséquence: l‘air chaud s‘élève plus rapidement que l‘air au sol étirement intense
Comment se crée alors le tube nuageux ?
- Des grandes vitesses de rotation, il en résulte une plus faible pression atmosphérique
dans la tornade (équilibre cyclostrophique : force centrifuge + force du gradient de
pression). La force du gradient de pression est très forte.
- Au sol: il y a une force de friction supplémentaire.
-> Composante de vent au sein du tourbillon
-> Des objets sont aspirés dans la tornade et tourbillonnent
-> Actuellement, pas possible de faire des prévisions précises pour l’apparition des
tornades. En effet, la résolution spatiale du modèle est insuffisante et on ne connaît pas
assez les processus physiques.
Mais on peut faire des prévisions approximatives basées sur l’extrapolation par rapport
aux observations.
En CH aussi, il y a des tornades : 6 entre 1970 et 2008, contre 653 en DE dans le même
temps. Pourquoi une telle différence ?
- la densité de population est élevée dans la plaine d’Allemagne du N : de ce fait, les
tornades sont plus facilement remarquées (en effet, c’est svt le problème pour
répertorier les tornades : les tornades non observées, parce que la région est peu
peuplée, ne sont svt pas répertoriées).
- Le territoire est plus plat
- Les T sont plus élevées
la distribution des tornades est dépendante des observations
Les tornades sont le plus fréquemment observées aux USA (1100 par année), mais la
proportion de tornades fortes et faibles est la même qu’en Europe il est faux de croire que
les tornades sont plus fortes aux USA
- Les tornades sont classées par l’échelle de Fujita (F0 à F5)
- Les tornades se forment le plus svt en fin d’après-midi.
8. Les cyclones tropicaux
Il y a diff. noms suivant le lieu :
- Ouragans dans hémisphère Ouest
- Typhons dans Pacifique Ouest en Asie
- Cyclones dans l’Océan Indien (pas en Amérique du Sud, car mer trop froide à l’ouest et
à l’est, les cyclones meurent en arrivant vers côtes)
Le cyclone tropical est la tempête la plus puissante et la plus destructrice de l’hémisphère
Ouest
Définitions :
•Dépression tropicale = (< 64 km/h ou 17 m/s)
31
•Tempête tropicale = (64 Ŕ119 km/h ou 18-33 m/s)
•Ouragan/Typhon = (> 119 km/h ou 33 m/s) = Bft 12
a) Formation des ouragans:
L’ouragan a comme caractéristique centrale un Œil (ciel clair et vents calmes). L’air y
descend des hautes altitudes, donc les vitesses du vent chaud sont les plus grandes au “mur de
l’œil » [eye-wall]. La spirale des vents vers l’extérieur engendre des vitesses élevées de vent.
Conditions essentielles pour la formation:
1. Une cellule d’origine: il doit y avoir une perturbation à grande échelle,
généralement dans le creux d’une onde d’Est.
Cette perturbation a lieu à l’équateur (cf. schéma) et est incluse dans structure de grande
échelle : les Easterly Waves, qui vont des tropiques à l’équateur. On appelle cette cellule
d’origine la tropical cloud cluster. Un cloud cluster est un rassemblement de nuages : ces
rassemblements se passent chaque jour, mais on n’a pas tjrs un ouragan.
- Couvert nuageux convectif de haute altitude avec, partiellement, de forts orages. En
effet, dans les cloud clustern se concentrent les effets de convergence de la ZCIT
Conditions spéciales, dans lesquelles une perturbation (se déplaçant d„E en O) se développe
- 1ère
condition : température de la surface de l’océan doit être >26-27oC. C’est de cette
T que l’ouragan puise son énergie.
Suffisamment de vapeur d’eau doit être évaporée pour pouvoir être aspirée dans la
tempête
Par la condensation, plus de chaleur latente est libérée, et donc, plus de vapeur
d’eau est mise à disposition plus la tempête peut devenir violente
- 2e condition : distance à l’équateur :
32
À l’équateur, il n’y pas de force de Coriolis (de vorticité). Eloignement de
l’équateur minimal de 4-5 degrés de latitude
Formation à proximité de l’équateur (Température), mais pas trop proche (Coriolis)
- 3e condition : la vorticité environnante relative doit être positive :
Vorticité absolue = vorticité relative + vorticité planétaire
Comme dans les tempêtes extratropicales, la vorticité positive (cyclonique)
alentours renforce le développement de la tempête
- 4e condition : faible cisaillement vertical du vent :
Un important cisaillement du vent séparerait l’air ascendant du ravitaillement en air
chaud et humide. Mais il en fait quand même un peu pour permettre au ce
ravitaillement.
- 5e condition : stratification instable :
Les masses d’air peuvent, après avoir atteint le niveau de condensation, arriver
dans des couches atmosphériques élevées -> c’est important pr l’initialisation de la
convection haute (d’altitude)
- 6e condition : atmosphère humide : pas de nuages dans une atmoshère sèche !!
- 7e condition : une influence renforçant la tempête dans la troposphère supérieure :
Le mouvement vertical se termine en un écoulement dans la tropopause -> si cet
écoulement est favorisé, alors le mouvement vertical et donc la tempête sont renforcés
Processus de formation :
- Grâce aux Easterly wave, le Cloud Cluster a déjà une vorticité cyclonique (= se
tourne facilement)
Quand il arrive au dessus d’une eau
+ chaude (> 27°C), le tourbillon
aspire + de vapeur d’eau, car l’air
chaud peut contenir + d’humidité ->
formation de cellules de convection
se renforcent -> La circonférence de
« succion » augmente -> + de
convergence = + de vorticité -> la
pression chute à cause du fort
réchauffement
- Ouragan = tourbillon chaud avec
une pression interne faible, qui
renforce régulièrement l’effet
d’aspiration et la vorticité et qui,
donc, diminue encore la pression
interne
33
Trajectoire : les ouragans se forment à l’est de l’Afrique, puis se dirigent vers l’Amérique
centrale avant de longer la côte des USA pour les plus tenaces. En fait, le chemin suit les T de
la surface de l’océan : la saison des ouragans dans l’Atlantique va d’ailleurs de juin à
novembre.
- Il y a 6 régions où les ouragans émergent svt.
Caractéristiques:
- Diamètre avec un mouvement cyclonique : 2000 km
- A l’intérieur: bandes de pluie + vents destructeurs (env. 400 km). Mais la répartition
de ces vents n’est pas symétrique autour de l’œil.
- Vitesse : 20km/h (de déplacement)
- Pression atmosphérique :
Les variations de la pression de l’air sont normalement très faibles dans les
Tropiques (+/-3 hPa)
Dans un ouragan, la pression centrale peut tomber en dessous de 900 hPa!
- Conséquence : raz-de-marée. 1 hPa = env. 1 cm -> sur l’océan env. 50 cm
Près de la rive, des vagues se forment -> + que 6 m possible!
En outre : vent en direction des côtes -> aussi des raz-de-marée
De basses pressions, de forts vents ainsi que la forme de la baie peuvent avoir pour
conséquence une montée soudaine du niveau de l’eau (storm surge). Pour Katarina, le
niveau de la mer est monté de 60cm.
Autres dégâts possible : Inondations (près côtes), destructions de maisons (vent) glissements
massifs de terrain (montagnes), comme avec Mitch (1998) au Guatemala ou au Honduras, qui
a fait 11000 morts.
L’échelle Simpson-Saffir mesure l’intensité des cyclones tropicaux.
- Catégories : 1-5 -> classé selon la pression au centre, la hauteur de vagues (storm
surge) et la vitesse moyenne du vent
Catégorie Pression centrale
(hPa)
Storm Surge (m) Vitesse du vent (m/s)
1. Faible > 980 1.2-1.7 33-42
2. Modéré 965-979 1.8-2.6 43-49
3. Fort 945-964 2.7-3.8 50-58
4. Très fort 920-944 3.9-5.6 59-69
5. Devastateur <920 >5.6 >69
- On tient aussi compte des dommages : 5 catégories aussi (cf. script)
Ex. d’ouragans : l’ouragan Katarina a été l’ouragan le plus cher de l’histoire avec 80 miards
de $ de dégâts.
Il y a un débat au sujet des ouragans : le nombre augmente-t-il ou pas ? Non, on assiste plutôt
à une intensification des ouragans qui sont plus forts en moyenne.
34
- On essaie également au début de chaque saison de prévoir si l’année sera tranquille ou
pas : on peut faire cela grâce aux T de l’océan. Ex : 2006 fut une faible année pour les
ouragans à cause d’El Nino.
9. Introduction aux sciences du climat :
météo: les conditions de l’atmosphère à un certain endroit (ex : T le dimanche 23 janvier à
midi à Fribourg).
climat: moyenne (svt sur 30 ans) pendant de longues années et variabilité de temps
= statistique du temps changements climatiques = changement de statistique
événements particuliers, uniques de météo ≠ changement climatiques (valeurs moyennes)
Les médias confondent svt
Statistiques de la météo :
•Valeurs moyennes de températures et de précipitations
•Valeurs moyennes de l’énergie et la matière
- Comme toute l’énergie provient du Soleil, nous devons d’abord étudier les valeurs
moyennes de l’input et de l’output de radiations au sommet de l’atmosphère
- Nous pouvons alors analyser l’équilibre énergétique global de l’atmosphère, l’océan et
la terre. Alors, nous pouvons analyser les différences observables de ces valeurs
moyennes depuis l’industrialisation et dans le futur (changements climatiques)
Le changement climatique (selon l’IPCC, Intergovernmental panel on climate change)
= modification de l’état du climat identifié comme un changement de valeur moyenne et/ou
variabilité des propriétés, qui persiste durant une longue période, typiquement sur des dizaines
d’années ou plus. Il fait référence à tout changement du climat dans le temps, qu’il soit dû à
des variations naturelles ou qu’il résulte de l’activité humaine.
- Est différent de la définition des Nations Unies pour qui le changement climatique est
une modification du climat qui est directement ou indirectement lié à l’activité
humaine.
On peut reconstituer le paléoclimat à partir de l’analyse isotopique de carottes de glaces de
l’Antarctique, ce qui montre qu’il y a eu par le passé des périodes de réchauffement.
- Origines de ce changements: fluctuations de la «constante» solaire, orbite de la Terre,
diminution de l’ensoleillement (volcans), modification de l’absorption des ondes
longues (gaz à effet de serre)
Causes naturelles de l’évolution du climat :
changements de la révolution de la Terre autour du soleil: échelles de 19’000-400'000 ans
(les cycles Milankovitch) -> glaciation, déglaciation
le soleil : changements de l’activité solaire à des échelles de 11, 22, 78, 208,1500 et 2500
ans
35
les volcans : gaz et aérosols dans l’atmosphère -> changement du climat sur des échelles
temporelles relativement courtes
(anthropique): renforcement de l’effet de serre
Radiations électromagnétiques : (mesurées en micromètre)
- Tout objet dont la température est > -273°C (zéro absolu, 0° Kelvin) émet des
radiations
- Les objets les + chauds émettent + d’énergie dans les ondes les + courtes (soleil!)
- Le soleil Ŕ chaud Ŕ émet des radiations dans les ondes courtes (ultraviolet, visible
et des infrarouges de courtes longueurs d’onde)
- La Terre Ŕ froide Ŕ émet des radiations dans les ondes longues (infrarouge) Ŕ Une
grande partie de ces radiations est absorbée par l’atmosphère terrestre avant de s’en
échapper (CO2)
a) Système énergétique global :
Insolation sur le globe terrestre :
- Les radiations solaires reçues (Watt par m2) varient selon la latitude et la saison
- Albedo = pourcentage de radiations solaires (ondes courtes) qui est réfléchi
- Neige fraîche = 85-95%
- Sable sec = 35-40%
- Forêt tropicale = ~13%
- Albédo moyen de la Terre = ~30%
Il y a diff. mouvements dus à l’albédo : ex. del’Ice albedo feedback effect (+ froid, + de neige,
+ de lumière réfléchie, + froid…)
Bilan énergétique global de l’atmosphère et de la surface
- la température de la Terre est + élevée qu’elle ne devrait l’être si l’on considère les quantités
de radiations qu’elle reçoit du soleil
- La raison de ceci est que le rayonnement d’ondes longues est absorbé et ré-émis en direction
de la Terre par les gaz de l’atmosphère (= réflexion, counter radiation). Plus la surface de la
Terre est chaude, plus elle émet d’ondes longues.
100% de radiations solaires au sommet de l’atmosphère
- Sous un ciel dégagé, 80% de l’insolation peut atteindre le sol
-Sous un ciel couvert, seuls 45 à 10% de l’insolation est susceptible d’atteindre le sol
- une grande partie des radiations ultraviolettes (UV) est absorbée, en particulier par
l’ozone (O3)
- 49% de l’insolation est de la radiation directe, 31% est reflétée, 20% est absorbée par
l’atmosphère.
- 22% de l’insolation est dispersée par l’atmosphère (nuages) et arrive éventuellement à la
surface comme radiation diffuse.
31% est reflétée et 69% absorbée
Flux d’énergie depuis et vers la surface
36
• la surface émet 114 de rayonnement d’ondes longues. 102 est absorbé par
l’atmosphère.
- De plus, la terre émet 30 de chaleur sensible et latente, tandis que l’atmosphère reçoit
20 de la part du rayonnement solaire, ce qui fait 50 de gain d’énergie. Additionnés aux
ondes longues, cela donne 152 !
• L’atmosphère réémet alors cette énergie, 95 partant vers la surface
(counterradiation), 57 vers l’espace.
L’effet de serre :
Les gaz à effet de serre sont le dioxyde carbone (CO2), l’ozone (O3), la vapeur d’eau (H2O),
le méthane (CH4) et les CFC.
pas d’influence sur les ondes courtes, mais ils absorbent les ondes longues et les
réémettent en direction de la Terre (counter radiation)
la terre est + chaude (de ~35 degrés) qu’elle ne le serait sans ces gaz à effet de serre
Si la concentration de ces gaz augmente -> l’absorption des radiations des ondes longues
et le pourcentage de counterradiation augmentent -> élévation de la température de
surface
L’effet de serre anthropogénique ou effet de serre additionnel:
Nous savons que les gaz à effet de serre émis par l’homme augmente l’absorption des ondes
longues et contribuent au réchauffement de la planète. Mais cette augmentation peut activer
d’autres mécanismes. Voici des ex, :
- + d’air humide + de nuages + de réflexion des ondes courtes (-> negative
feedback)
- + de nuages + d’absorption des ondes longues (-> positive feedback)
- + d’aérosols + de réflexion directe du rayonnement des ondes courtes (->negative
feedback)
- + d’aérosols plus de nuages (+ de noyaux de condensation) -> on ne sait pas si
l’effet est positif ou négatif
Attention : L’effet de serre naturel ≠ effet de serre additionnel (anthropogénique)
- Contributeurs à l’effet de serre naturel :
Vapeur d‘eau (H2O): 62%
37
Dioxyde de carbone (CO2): 22%
Ozone proche du sol (O3): 7%
Protoxyde d‘azote (NO2): 4%
Méthane (CH4): 2.5%
Masse totale de ces matières dans l‘atmosphère < 1%
- Effet de serre additionnel :
= Modification par l‘Homme de la concentration des gaz ayant une influence sur le climat
depuis le début de l‘ère industrielle
CO2 1× le potentiel d‘effet de serre (280ppm avant industrie, 385 ppm ajd)
CH4 25 × le potentiel d‘effet de serre (730 ppb avant, 1774 ajd)
N2O 298× le potentiel d‘effet de serre (270 ppb avant, 319 ajd)
FCKW 5200 × le potentiel d‘effet de serre (0 ppt avant, 538 ppt ajd)
L‘efficacité de chacun des gaz à effet de serre dépend de l‘état de saturation de leur bande
d‘absorption (pas du tout saturée pour les FCKW, assez saturé pour le CO2) et de leur durée
de séjour dans l‘atmosphère
l’homme a renforcé l’effet de serre par la combustion d’énergies fossiles
Leur contribution à l’effet de serre :
dioxyde de carbone CO2 : 60.2%
Methane CH4: 19.8%
Protoxyde d‘azote N2O: 6.2%
gaz fluorés [CFC]: 2.9%
Durée de vie de ces gaz dans l’atmosphère :
CO2 : 30-1000 ans
CH4 : 12 ans
CFC : 45 - > 5000 ans (dépend des types de CFC)
N2O : 114 ans
O3 : très court, se forme et est détruit continuellement (concentration = équilibre)
Aérosols :
Ensemble de particules solides ou liquides en suspension dans l’air, dont la taille varie de
0,01 à 10μm et qui séjournent dans l’atmosphère plusieurs heures au moins. Ce sont des
particules (ex. suie) ou gaz (ex : dioxyde de souffre), qui se transforment par oxydation en
aérosols.
La plupart proviennent des processus de combustion mais sont aussi créés naturellement
par les vents à partir du sol ou de la mer (sel de mer).
Effet direct : effet de refroidissement par la réflexion et la dispersion du rayonnement
d‘ondes courtes
Effet indirect : agissent comme noyaux de condensation pour les nuages -> mais:
l‘importance de cet effet n‘est pas certaine
Le forçage radiatif positif
38
= différence entre l'énergie radiative reçue et l'énergie radiative émise par un système
climatique donné. Un forçage radiatif positif tend à réchauffer le système (+ d'énergie reçue
qu'émise), alors qu'un forçage radiatif négatif va dans le sens d'un refroidissement (+ d'énergie
perdue que reçue).
La condition pour un climat stable est un bilan énergétique équilibré (= équilibre entre
l’énergie reçue du soleil et l’énergie émise par la Terre). La somme de tous les facteurs
qui modifient cet équilibre, donne le forçage radiatif.
Si le forçage radiatif est positif, le système climatique cherche un équilibre avec des
températures + élevées (-> rayonnement d’ondes longues + important)
Aujourd’hui, le forçage radiatif est principalement positif. Toutefois, l’influence des
aérosols sur un renforcement de la formation des nuages avec un effet de refroidissement
est, pour le moment, très difficile à estimer
Résumé (IPCC):
Avec un degré de certitude élevé, on peut dire que l’effet global des activités humaines
depuis 1750 a été le réchauffement.
Le taux d’augmentation du forçage radiatif des gaz à effet de serre durant l’ère industrielle
n’a pas connu de précédent durant les 10’000 dernières années.
La contribution humaine aux aérosols a un effet de refroidissement (directement par la
réflexion des ondes courtes et indirectement par la formation de nuage ayant un fort
albédo), mais ceci reste la plus grande incertitude dans le forçage radiatif. Les aérosols
influencent également la durée de vie des nuages et les précipitations
On estime que les changements dans le rayonnement solaire depuis 1750 ont causé un
forçage radiatif de +0.12 [+0.06 to +0.30] W m-2
10. Les changements climatiques :
39
L’IPCC notait, en 2007, que le réchauffement du système climatique était sans équivoque
(hausse des T de la surface des océans et de l’atmosphère, fonte glace et neige, élévation du
niveau de la mer).
- le réchauffement climatique est plus fort dans les zones de glace et de neige. Cause :
l’albédo diminue avec la fonte de la glace forte différence locale
Observations lors de la conférence de Copenhague (2009)
L’émission des gaz à effet de serre est en hausse : en 2008, les émissions de CO2 issues des
carburants fossiles ont augmenté de 40% par rapport à 1990.
Les récentes températures globales montrent que le réchauffement a une cause anthropogène : les
25 dernières années ont vu une augmentation de T de 0,19 degrés par décennie.
Accélération de la fonte des glaces, glaciers et banquise : déclin rapide de la glace dans l’Arctique
La montée du niveau mer est sous-estimée -> prédictions révisées (la limite supérieure fait état
d’une montée de 2 mètres en 2100)
Retard dans l’empêchement des risques irréversibles : certains éléments sont vulnérables (glaciers
continentaux, forêt amazonienne, etc.)
Le point de non-retour arrive bientôt : si on veut limiter le réchauffement à 2 degrés de plus que le
début de l’ère industrielle, le sommet d’émissions doit être atteint en 2015-2020 avant de décliner
rapidement.
Incertitudes :
Les données relatives au climat sont peu abondantes dans les pays en développement.
La variabilité des phénomènes extrêmes (cyclones, sécheresse, etc.) est + difficile à analyser et à
surveiller que les moyennes climatiques, car cela nécessite de longues séries chronologiques de
données.
La simulation des variations de T et leur attribution à des causes naturelles ou humaines à des
échelles inférieures au continent est difficile.
Incertitudes quant à l’ampleur des émissions CO2 et CH4.
Prévisibilité du climat :
Le modèle climatique n’est pas une prédiction de la météo, mais une prédiction des valeurs
moyennes et des variances
La moyenne du climat mondial que l’on peut prédire est assez proche des conditions actuelles : on
peut prédire jusqu’à quelques années. La prévision concerne la T moyenne et non précise.
La plupart des scénarios prévoient une T supérieure à l’augmentation des 2 degrés. Et les
modélisations climatiques confirment la culpabilité de l’homme. Il y aura plus de pluies au N et
moins au S (imp. pour nous : neige pour le tourisme et énergie hydraulique).
L’homme a donc une influence sur le changement climatique. Mais ce dernier a-t-il un influence sur
les événements extrêmes ?
On assiste à une augmentation des événements extrêmes et des risques naturels à cause de
l’augmentation de la variabilité. Il y a 2 possibilités : soit la moyenne (μ) de T augmente (donc
déplacement de la courbe vers le haut), soit la μ est pareille, mais on assiste à un aplatissement de
la courbe. Ce qui est privilégié, c’est la combinaison des 2.
40
- La Mitteleuropa est le lieu où il y aura le plus de changements en ce qui concerne les
événements extrêmes.
Il est donc possible d’estimer combien les activités humaines augmentent le risque d’apparition
d’événements extrêmes : pour la canicule de 2003, on estime à 90% que l’homme a au moins
doublé le risque d’apparition de ce type d’événement.
Projections d’événements classiques:
Jours + chauds, - de jours et de nuits froids sur la plupart des terres
Jours + chauds, jours et nuits torrides + fréquents dans la plupart des régions terrestres
Fréquences des vagues de chaleur/canicules en augmentation dans la plupart des régions terrestres
Tempêtes hivernales :
Jusqu’à maintenant, il n’y a pas de preuves scientifiques avérées pour une augmentation des
tempêtes hivernales.
Raison principale : pas d’ensemble de données fiables ni de données enregistrées sur le long terme
En tout cas, il n’y a pas de changement significatif de la climatologie des tempêtes/orages
(pression atmosphérique) au- dessus des Îles Britanniques pour les 100 dernières années
Ouragans : + nombreux ou + intenses ?
Pour une analyse statistique, le nombre d‘éléments majeurs est trop faible !
A l’aide d’observations, on voit de grandes variations sur des échelles de 10ans et qu’aucune
tendance ne se dégage pour le siècle dernier...
Mais les régions où les ouragans peuvent se produire ne changeront pas! En effet, on a tjrs besoin de la
force de Coriolis. Par contre, l’augmentation de la température de surface de la mer (SST) rend les
ouragans intenses plus fréquents (en effet, c’est la T de la surface de l’océan qui donne l’énergie aux
ouragans).
41
Les modèles d‘études suggèrent une augmentation de l‘intensité des vents et des précipitations (5-
10% vent, 20-30% précipitation)
Mais il est aussi possible qu’il y ait une augmentation du cisaillement vertical du vent ->
diminution du nombre et de l‘intensité des ouragans. Cela se produirait si l‘Océan Pacifique se
réchauffait plus que l‘Océan Atlantique.
Changements climatiques et orages/ inondations:
Il n’y a pas de données ! Mais : un air plus chaud et plus humide va favoriser l’occurrence d’orages
intenses.
- L’énergie potentielle de convection disponible (convective potential available energy
(CAPE)) est une bonne mesure pour évaluer si les orages se forment plus souvent et sont plus
intense que par le passé
Avec des températures de l‘air plus hautes, il y a plus de précipitations sous forme de pluie (et non de
neige) en hiver -> ruissellement de surface -> augmentation du risque d‘inondations
La fréquence des inondations exceptionnelles a augmenté (aussi à cause de l’activité de
construction dans les villes)
Mais ici aussi : l’augmentation des événements locaux d’inondations ne peut pas être reliée au
climat. Les ensembles de données sont trop petits pour des statistiques fiables.
Résumé I : selon les projections IPCC de 2007, il est :
très probable que les événements de vagues de chaleur extrêmement chaudes et d‘intenses
précipitations vont continuer à devenir de plus en plus fréquents.
probable que les cyclones tropicaux deviennent plus intenses
probable que les trajectoires de tempêtes extratropicales se déplacent vers les pôles
L’augmentation des quantités de précipitation est très probable aux hautes latitudes, tandis
qu’une diminution est probable dans la plupart des régions subtropicales
L‘effet de serre anthropogénique est virtuellement certain
Le réchauffement global est virtuellement certain
La relation entre le réchauffement global et l‘effet de serre anthropogénique est très probable
L’augmentation des dommages dus aux risques naturels n’est pas à débattre
L‘augmentation des événements extrêmes n’est pas toujours claire
La relation entre l’augmentation des risques naturels et le climat n’est pas certain !
Mais : les simulations courantes prévoient une telle augmentation!
Les climatosceptiques
Le doute est tjrs de mise en science, mais les arguments des climatosceptiques ne sont pas
scientifiquement défendables. On peut les séparer en 7 types d’arguments :
- « La climatologie est fausse et incertaine » : en effet, il existe des incertitudes, mais ce
n’est pas le seul domaine scientifique où cela est le cas.
- « Picorage ou fausse information : on regarde un événement précis (ex : un mois de
janvier froid) pour mettre en doute le réchauffement »
- « Ce n’est pas la faute de l’homme, mais cela tient au soleil, etc. » : certes, le climat a
déjà changé par le passé, mais le rythme des changements prouvent que l’homme en
est responsable (ex : augmentation du CO2).
42
- « Les changements climatiques sont positifs ; p.ex. avec l’utilisation de nvlles terres
agricoles » : certes, mais les avantages d’une région dépendent de l’ampleur du
réchauffement (si trop grand, plus un avantage). De plus, cela peut créer des avantages
à un endroit, mais des inconvénients à un autre.
- « Il en a tjrs été ainsi » : certes, le climat a changé pas le passé, mais l’être humain
avec les émissions de gaz à effet de serre et le rythme des changements sont des
facteurs nouveaux.
- « Protéger le climat n’a pas de sens : c’est trop cher, etc. » : posons-nous la question :
veut-on laisser ce problème à nos enfants ? Quels cela aura-t-il dans 20 ans ?
- « L’alarmisme politiquement motivé : des scientifiques manipulent les données à des
fins personnelles ou politiques » : il a pu y avoir des cas isolés, mais la communauté
scientifique ne fonctionne en 1 institution unique. Il y a plein de petits groupes, donc
impossible à se mettre d’accord pour tous dire la même chose.
comment reconnaître si un article est scientifique ?:
- Les séries temporelles sont-elles suffisamment longues et se prolongent-elles jusqu’à
ajd ?
- Y a-t-il des calculs exacts ou seulement des estimations grossières ?
- Pertinence du processus, citations d’autres scientifiques, objectivité
11. Les modèles climatiques et précision : a) Structure des modèles
- Il y a plusieurs modèles : le module (ex : cycle du carbone, etc.), la grille du modèle (où l’on
représente la topographie), le « dynamical downscaling » (utilisé pour créer un modèle
climatique régional à partir d’un modèle climatique global).
b) Processus de sous-échelle
Quand un processus se déroule à une échelle plus petite que les intervalles de la grille du modèle,
le processus doit être paramétrisé!
Le plus souvent, on utilise ce processus pour voir la formation de nuages, les précipitations
convectives, échanges sol-atmosphère (plantes…), redistribution de la neige par le vent …
Les processus qui ne peuvent pas être expliqués par le modèle sont appelés processus de sous-
échelle
c) Couplage entre résolutions spatiales et temporelles :
Pour des raisons numériques (= conditions mathématiques lors du calcul informatique des
équations) les échelles temporelle et spatiale maximales doivent être couplées
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Quand on veut calculer avec une grande résolution spatiale (par ex. avec 1km d’intervalle de
grille), l’intervalle de temps doit être tout petit on ne peut calculer que sur une durée très courte
(quelques jours) = modèle de prévision météo
Quand on veut calculer à très long terme dans le futur ou dans le passé (plusieurs dizaines
d’années), l’intervalle spatial doit aussi être grand Calcul avec une mauvaise résolution spatiale (>
~ 20km) = Modèles climatiques
d) Conditions initiales :
Modèle de prévision météo : on commence avec l’état de l’atmosphère (= condition initiale)
(température, humidité, etc…) en tous les points du modèle à un instant déterminé et on calcule
pour des petits intervalles dans le futur
Modèle de prévision du climat : commence avec la norme des conditions aux limites
(rayonnement, albédo de la surface du sol, etc…) et on calcule pour le passé jusqu’à ce que les
valeurs simulées cadrent avec les valeurs moyennes observées (par ex. la température).
Alors on change les conditions aux limites (par ex. augmentation des gaz à effet de serre) et on
calcule dans le futur…
il ne faut pas forcément utiliser des valeurs de démarrage qui soient très précises !
Assimilation = méthode qui consiste à insérer dans de nouvelles simulations de nouvelles données
toutes les 3 heures pour faire des prévisions plus précises.
- En effet, on en a besoin vu que les modèles de prévision météo calculent de l’état initial
jusqu’à quelques jours dans le futur. L’avantage de cela est que de nouvelles mesures sont
disponibles toutes les 3 heures pour vérification.
e) Vérification :
La qualité de chaque prévision est examinée ultérieurement à partir des données observées. Pour
cela on utilise ce que l’on appelle des « skill scores ».
Exemples : les prévisions saisonnières (moyenne de température pour trois mois, diffusée un mois
à l’avance)
Il y a plusieurs étapes dans la vérification-skill score. Quelques exemples :
1. L’exactitude : quelle partie de la prévision est correcte? (lieu, durée, etc.) ; score de 0 à 1.
2. Probabilité de la reconnaissance : quelle partie des résultats observés avait été prévue ?; score
de 0 à 1
f) Prévisibilité : la théorie du chaos
L’atmosphère est un système qui n’est absolument pas linéaire, mais chaotique. Bien qu’ils
obéissent à des règles déterministes, après quelque temps, les résultats dépendent très fortement
des conditions initiales.
Puisque ces conditions initiales ne peuvent pas être déterminées précisément (toutes les mesures
contiennent de petites erreurs), les erreurs se multiplient après un temps court (quelques jours) et
peuvent devenir des erreurs très grandes. Il y a une cascade d’incertitudes.
-> Les prévisions météo pour plus de env. 7 jours ne sont pas possible!
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Pour le climat, on fait des projections, et non des prédictions. Il existe de nombreux scénarios. On
commence par la constante solaire et l’albédo, puis on ajoute des composantes.
- Il faut tenir compte de du rayonnement, du bilan d’énergie, de l’influence de l’atmosphère,
etc. Mais il est possible de faire des modèles très simples comme très complexes. P.ex, on peut
calculer la T de la surface de la terre si elle n’avait pas d’atmosphère (et donc de gaz à effet de
serre)
- Il faut tenir compte de nombreux paramètres : + il fait, + il y a de vapeur d’eau dans
l’atmosphère, ou + il fait froid, - il y a d’albedo, ou + la couverture végétale augmente, + le
CO2 baisse.
g) Résumé :
Les modèles de prévision météo et de prévision du climat reposent sur les mêmes équations
physiques et les mêmes méthodes mathématiques.
Mais:
o Prévision météo = dépendent des conditions initiales
o Modèles climatiques = dépendent des conditions limites
De plus:
o Prévisions météo : les observations peuvent être utilisées pour des vérifications toutes les
3 heures
o Modèles climatiques : seules les valeurs moyennes du passé peuvent être utilisées pour la
vérification
La prévisibilité n’est pas la même pour ces 2 modèles
o Météo : = état plus précis de l’atmosphère, mais ne peut être prévu que quelques jours
avant
o Climat : = seul l’état moyen de l’atmosphère peut, pour cette raison, être simulé sur de
nombreuses années
12. Effets de la montagne : météorologie alpine : Les Alpes = gde barrière entre le N et le S
a) Situations météorologiques typiques pour les Alpes:
a)Situation d’Ouest
b) Situation du föhn (föhn du Sud)
c)Situation de barrage (barrage du Nord)
d) Situation de bise (Est)
Autres phénomènes :
brouillard élevé
cyclogenèse du versant sous le vent
Brises de montagne et de vallée, vents catabatiques
Précipitations
b) Processus importants :
1. Direction du courant
a. (Sud)-Ouest
i. En moyenne, ~ dans 60% des cas en Suisse, le vent vient d’O dans els Alpes (on
est aux moyennes latitudes, voire circulation générale)
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ii. Les dépressions, les fronts et les zones de précipitations se déplacent rapidement
vers l’Est
b. Sud : Foehn
i. montée de l’air saturé sur le versant au vent, plongée adiabatique sèche sur le
versant sous le vent -> température élevée par la libération de chaleur de
condensation
ii. Souvent lié à :
1. précipitations importantes et persistantes sur le versant au vent
2. Tempêtes sur le versant sous le vent (tempêtes de Föhn)
iii. Conservation d’une vorticité potentielle lors d’une tempête de Foehn (p.ex en
2003, dans les Alpes CH, 200km/h, 20 degrés):
Δp: épaisseur de la colonne d’air en coordonnées de pression (hPa)
(ζ + f)/ Δp = const.
Quand l’air situé sur un relief s’écoule:
->L’épaisseur (Δp) devient plus petite ζ doit aussi devenir plus petite !
-> = vorticité négative = tempête anticyclonique
c. Nord:
i. Barrage du Nord -> beaucoup des précipitations. Anticyclone sur l’Atlantique et
dépression sur l’Europe de l’Est
ii. Il peut y avoir l’inverse par situation de Föhn !
iii. Une partie de l’air qui s’accumule au Nord des Alpes s’écoule vers le Sud par la
vallée française du Rhône Mistral
d. Est :
i. Bise : vient du N-E et est canalisée entre le Jura et les alpes. Elles soufflent donc
plus fort à Genève qu’à Zürich. Surtout présente à l’ouest et nord des Alpes
ii. p.ex.: en moyenne 94 jours par an à Lausanne (~3-4 m/s)
• Été: l’air est sec -> beau temps mais T fraîche
• Hiver: l’air est plus humide et l’air froid est bloqué par Alpes -> lacs d’air
froid sur le plateau -> inversion de température -> brouillard !
• Le brassage de l’air humide donne naissance à une couche de nuages
bas (stratus / brouillard élevé) dont la limite supérieure dépend de la
force de la bise. (limite inférieure : généralement entre 500-1300m /
limite supérieure : 800-1800m). Au-dessus, l’air est chaud et sec.
avec la bise, ce brouillard est plus résistant que le brouillard qui
se forme près du sol
c) Phénomènes dynamiques
Ex de phénomènes thermiques : orage, brise de vallée ou de vallée (il n’y a pas de mouvement
de l’air)
Ex de phénomènes dynamiques : mvt de l’air
Courants déviés, canalisation :
Courant à travers la vallée du Rhône vers le Sud -> Mistral. L‘air est canalisé entre le
Massif Central et les Alpes
L’Air froid s‘écoule du Nord le long de la vallée.
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Quand un courant passe une grande montagne, l’air du courant fait des vagues après le
passage jusqu’à retrouver son niveau normal :
Fronts et reliefs :
- Quand un front passe au-dessus des Alpes,
1) une partie du front peut rester accrochée au relief
2) Il y a alors modification de la forme du front (déformation)…
3) …et Cyclogénèse -> formation d’une dépression sur le versant sous le vent
4) [Aussi : Front froid masqué: s’il y a un lac d’air froid (en hiver) p.ex. sur le Plateau
et un front froid pénètre à partir de l’Ouest -> températures en plaine vont augmenter]
Lee cyclogenesis = Formation d‘une zone dépressionnaire sur versant sous le vent (abrité)
d‘un relief
- dépression du Golfe de Gênes -> air froid du Nord
- Dépression au Nord de l‘Altlas -> Courant du Sud
Le front froid en provenance du Nord est bloqué -> L‘air froid s‘accumule et déformation
du front froid formation d‘une vague) -> Création d‘une dépression sur le versant sous le
vent d‘un relief
En hiver dans le golfe de Gênes: renforcement supplémentaire à cause des contrastes de
température
o Air froid du Nord sur le côté Ouest de la dépression
o Air chaud du Sud sur le côté Est de la dépression
= se comporte comme une dépression normale située au front polaire !!
d) Phénomène thermique :
Normalement liés à des situations de beau temps
Le cycle quotidien de la circulation de l'air à la montagne en raison des effets thermiques
est similaire à la brise de mer/terre.
La capacité thermique différente entre la terre et l'eau est la cause de la brise de mer/terre,
mais d'autres effets ont lieu dans les régions de montagne :
o Par rapport à la plaine (ex. Plateau), la colonne d'air sur les montagnes a un plus
petit volume et chauffe + rapidement pour la même irradiation
o Une pente avec une exposition vers le soleil se réchauffe donc plus rapidement
(Est - Ouest & Sud - Nord)
Diminution de la pression à haute altitude -> + petite quantité de masse doit être
chauffée à la même alimentation en énergie
o L’air dans les Alpes se refroidit + rapidement dans la nuit conduisant à un flux de
la montagne dans les vallées la nuit
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Brise de vallée :
Les pentes exposées au soleil tôt le matin se réchauffent + vite que le fond de la vallée
(encore dans l’ombre) -> courant ascendant -> formation de nuages au-dessus de ces
pentes ; courant ascendant remonte la vallée pour compenser l’air ascendant des pentes
(ex. vent de vallée valaisan)
Brise de montagne :
Le soir et la nuit : l’air se trouvant au-dessus des pentes élevées se refroidit + vite que l’air
au-dessus de la vallée -> air froid (+ dense que l‘air chaud) s‘écoule des reliefs et est
canalisé et accéléré dans les vallées
Vent de vallée est généralement + fort que le vent de montagne (dans les Alpes)
Mais : il existe des vents catabatiques (très froid -> Antarctique) : une masse d’air très
froide dévale une vallée.
Malojawind :
vent de vallée sur l’Engadine qui souffle en descendant la vallée au cours de la journée ->
Explication: l’influence du val Bergell (forme de la vallée)
Phénomènes thermiques sur des échelles + grandes : Alpine Pumping
Avril Ŕ Aout: 42% des jours subissent ce phénomène !
-> Les émissions industrielles arrivent dans les Alpes (ex. le nord de l'Italie, fleuve Po)
-> provoque plus d’orages en montagne : cela a surtout lieu au S des Alpes
e) Les précipitations alpines :
En montagne, il y a plus du double de précipitations annuelles par rapport à la plaine, à
cause de l’effet de barrage : les Alpes sont d’ailleurs la région source de 4 grands
systèmes fluviaux. Les glaciers et le pergélisol agissent alors comme réservoirs d’eau.
- Mais il y a des différences spatiales : p.ex au massif de la Jungfrau, il y a 4000mm de
précipitations annuelles, à Brigue, 750mm. Cela est dû au fait que le zones humides se
situent à la bordure des Alpes (surtout au N), et que l’intérieur est plutôt sec car
protégé par le relief. C’est pourquoi le Valais et l’Engadine, qui se rejoignent au
Gothard, sont assez secs.
L‘orographie a donc une influence sur les précipitations
o mais il y a des différences entre les massifs de haute et de moyenne altitude :
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Haute montagne :
Le courant est + bloqué au sol (l‘air ne s‘écoule pas bien dans les
Alpes)
-> renforcement des précipitations en amont
Formation d‘orages plutôt en bordure des Alpes
Moyenne montagne :
L‘air est soulevé au-dessus du relief -> + de condensation et
formation de précipitations directement sur les zones les + élevées
Précipitations extrêmes et périodes de sécheresse :
Dans les Alpes, de fortes précipitations se produisent souvent en lien avec les orages
(convection) ou avec les situations météo stationnaires avec un effet de blocage de l’air contre
les reliefs (front froid, ce qui dure plus long). Effets :
Précipitations journalières intenses (principalement au Sud des Alpes)
o 3x + importantes que sur le Plateau
o Surtout en automne qd l‘air humide et chaud de la Méditerranée s‘écoule vers les
Alpes
Précipitations continuelles sur une longue durée
o Surtout au Nord des Alpes (Hiver et printemps)
o Périodes de pluie continue de 10 jours et plus
Périodes de sécheresse
o + longues périodes sèches annuelle: env. 20 jours au N des Alpes et env. 40 jours à
la Méditerranée
o Au Nord, peuvent arriver toute l‘année, au Sud, surtout l‘été
Au Sud : fortes précipitations, mais aussi de longues périodes de sécheresse
Au Nord : fortement dépendant des massifs montagneux (très importantes différences
locales)
Tendance des précipitations :
Les changements les + marquants dans les précipitations entre 1901-1990 se remarquent
en hiver et en automne
o Hiver : 20-30% d‘augmentation au Nord et à l‘Ouest ; et diminution au Sud-Est
o Automne : diminution au Sud-est et Sud-Ouest de 20-30%
o Explication : probablement une modification à grande échelle de la circulation en
Europe centrale et Europe du Nord
o La fréquence des évènements de précipitations intenses a sensiblement augmenté
Note : le jet stream est un flux d’air rapide et confiné que l’on trouve à des altitudes entre 6 et
15 km, juste en dessous de la tropopause. Formation :
- La circulation de l’air dépend de la force du gradient de pression et de la force de
Coriolis. Près de la surface, la friction fait que l’air se déplace vers les zones de plus
basses pressions, mais aux hautes altitudes, un vent géostrophique peut se former.