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Introduction à la circulation générale atmosphérique. Jean-Louis Dufresne IPSL/LMD

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Présentation au sujet: "Introduction à la circulation générale atmosphérique. Jean-Louis Dufresne IPSL/LMD"— Transcription de la présentation:

1 Introduction à la circulation générale atmosphérique. Jean-Louis Dufresne IPSL/LMD

2 La circulation générale atmosphérique vue à travers la distribution spatiale de la végétation 0° 30° 60°

3 [Malardel, 2005] Échelles

4 Plan La circulation générale atmosphérique transport d'énergie circulation de Hadley-Walker circulation des moyennes latitudes Circulation atmosphérique et cycle de l'eau profil verticale de température distribution des pluies et de la végétation distribution de la vapeur d'eau distribution des nuages Echanges radiatifs et effet de serre

5 Moyenne annuelle et longitudinale du flux d'énergie radiative au sommet de l'atmosphère évalué par observations satelitaires. Les redistributions d'énergie en latitude flux solaire absorbée flux solaire incidente flux infrarouge émis vers l'espace W/m 2 latitude excès d'énergie déficit d'énergie

6 Les redistributions d'énergie en latitude Bilan d'énergie au sommet de l'atmosphère (W/m2) Transport méridien d'énergie (PW, W) par l'océan par l'atmosphère total

7 Les redistributions d'énergie en latitude Bilan d'énergie au sommet de l'atmosphère (W/m2)

8 Variation latitudinale de la température... sur Terre

9 Variation latitudinale de la température... sur Mars et sur Terre Par rapport à la Terre, il y a sur Mars: moins d'effet de serre moins de tranport d'énergie équateur-poles (atmosphère plus fine) Moins d'inertie thermique (pas d'océan) => différences de température équateur-pole plus importante

10 La pression 1)Pression hydrostatique : elle baisse avec l'altitude 2)Pression dynamique : liée au mouvement des fluides. Ils se dirigent des hautes vers les basses pressions (en écart par rapport à l'équilibre hydrostatique). Ex: vases communiquants

11 La circulation de Hadley Variations latitudinales du flux radiatif net (en haut), courbes à pression constante ou isobares (les droites penchées), force de gradient de pression créée par l'inclinaison de ces isobares. Représentation schématique de la cellule de Hadley Haute pression en surface (anticylone) Basse pression en surface [Hourdin]

12 La circulation de Hadley Apport d'énergie par rayonnement solaire Perte d'énergie par rayonnement infra-rouge

13 Extension vers le nord de la cellule de Hadley [Hourdin]

14 Janvier Juillet Vents Zonaux latitude altitude (hPa)

15 La circulation méridienne(Hadley) Dec-Janvier-Fev Juin-Juillet-Aout Annuelle latitude

16 Circulation générale de Latmosphère

17 Circulation générale et pression de surface Équateur Basse pression Ascendance Sub-tropiques Haute pression Subsidence Janvier Juillet

18 La circulation aux moyennes latitudes. Vent géostrophique Force de Coriolis = force de pression horizontale [ Renaut, 1997]

19 Exemple dévolution dune dépression Droite: Pression à Z=0 Epaisseur hPa (=Température)

20 Fronts, nuages et précipitations [ Renaut, 1997]

21 Ecoulement du nord: baisse des températures Ecoulement d'ouest: doux et humides Pression, circulation [ Renaut, 1997]

22 Plan La circulation générale atmosphérique transport d'énergie circulation de Hadley-Walker circulation des moyennes latitudes Circulation atmosphérique et cycle de l'eau profil verticale de température distribution des pluies et de la végétation distribution de la vapeur d'eau distribution des nuages Echanges radiatifs et effet de serre

23 Profil vertical de l'atmosphère

24 [Malardel, 2005]

25 Profil vertical de l'atmosphère Trois concepts importants pour comprendre et interpréter le profil vertical de température dans la basse atmosphère (< 12 à 15km) 1) La pression hydrostatique baisse avec l'altitude 2) La température baisse quand la pression baisse 3) La pression vapeur saturante de l'eau diminue avec la température

26 Profil vertical de l'atmosphère 1) La pression hydrostatique baisse avec l'altitude

27 Profil vertical de l'atmosphère 1) La pression hydrostatique baisse avec l'altitude Equilibre hydrostatique: g p z avec : masse volumique de l'air (kg.m -3 ) p: Pression (Pa) z : altitude (m) g : acceleration due à la gravité (m.s -2 ) avec l'hypothèse des gaz parfaits p= RT ==> 1/p p z g/RT Avec l'hypothèse d'atmosphère isotherme: ==> p=p 0 exp(-zg/RT)

28 Profil vertical de l'atmosphère 2) La température baisse quand la pression baisse Conservation de l'énergie loi des gaz parfait mouvement adiabatique =>T/p = cte On définit la température potentielle = T(p 0 /p) invariante par ascendance adiabatique. => le température baisse avec l'altitude: T/ z -6 à -8 K/km Mont blanc : 4800m => -34K plus froid qu'en plaine: si 20°=> - 15°C Mont Everest:8800m => -60K plus froid qu'en plaine: si 20°=> - 40°C Avion : 10000m => -70K plus froid qu'en plaine: si 20°=> -50°C

29 Profil vertical de l'atmosphère 2) La température baisse quand la pression baisse La pression et la température varie dans le même sens: tous les deux baissent ou augmentent ensembles

30 Profil vertical de l'atmosphère 3) La pression de vapeur saturante de l'eau diminue avec la température condensation de la vapeur d'eau présente dans l'air sur les paroies froides (vitres...) formation des nuages

31 La circulation de Hadley Haute pression en surface (anticylone) Basse pression en surface

32 Précipitations (mm/j) Janvier Juillet

33 Taken From T. Slingo Lecture Transport de chaleur Mouvement de lair froid Circulation générale atmosphérique et bilan d'eau

34 La circulation générale atmosphérique vue à travers la distribution spatiale de la végétation 0° 30° 60°

35 Météosat canal vapeur d'eau 29 Mars

36 Moist TropopauseBoundary layer LWLW/SW Dry SW LH Tropics Subtropics Idéalisation bi-dimensionnelle de la circulation tropicale Circulation générale et nuages

37 Fraction nuageuse (observations CALIPSO) jan-fév-mars nuages hauts nuages bas effet de masque des nuages Latitude modèle+ simulateur lidar observations lidar 040°N80°N40°S80°S Moyenne zonale Altitude (km)

38 Plan La circulation générale atmosphérique transport d'énergie circulation de Hadley-Walker circulation des moyennes latitudes Circulation atmosphérique et cycle de l'eau profil verticale de température distribution des pluies et de la végétation distribution de la vapeur d'eau distribution des nuages Echanges radiatifs et effet de serre

39 Emission rayonnement électromagnétique Source: Malardel 2005 Energie émise (fonction de Planck) en fonction de la longueur d'onde, pour plusieurs températures 6000°C 2200°C 700°C 30°C

40 Flux solaire intercepté: F SE.πR T 2 Flux infrarouge émis: F.4πR T 2 Flux incident par unité de surface: F SE /4

41 L'équilibre radiatif de la Terre Modèle énérgétique 0D Emission de rayonnement infrarouge 4. R 2 T e 4 Absortption du rayonnement solaire (1-A).R 2.F 0 Equilibre énérgétique: flux infrarouge émis = flux solaire absorbé 4 R 2 T e 4 = (1-A) R 2 F 0 T e 4 = ¼ (1-A) F 0 AvecTe: Température d'équilibre radiatif A : albédo planétaire F 0 : Flux solaire à l'extérieur de l'atmosphère : constante de Stefan Emission du corps noir Surface de la Terre Flux solaire à l'extérieur de l'atmosphère Coef. d'absorption Section de la Terre

42 L'équilibre radiatif de la Terre (2) Modèle énérgétique 0D Température d'équilibre radiatif de la Terre pour diverses valeurs de l'albédo. La valeur moyenne actuelle du globe est 0,3, ce qui correspond à une température de 255 °K (soit -18°C). La température de surface plus élevée (environ 15°C) est due à l'effet de serre. Albédo (c.-à-d. Pourcentage de rayonnement solaire réfléchi) de différents type de surface Neige fraîche 75 à 95% Surface de la mer 2 à 7 % Sol sombre5 à 15% Cultures15 à 25% La valeur moyenne actuelle de l'albédo de la Terre est 30%, notamment du fait de la présence de nuages.

43 Température Atmosphère quasi-transparente: peu d'émission et peu d'absorbtion Equilibre radiatif global Profil de température fixé Ze: altitude démission vers lespace Les rayonnement émis est absorbé par l'atmosphère avant d'atteindre l'espace Z Rayonnement solaire net dT/dz fixé par convection altitude Rayonnement IR sortant F s.T(z e ) 4 = F s FsFsFsFs

44 Température Z Rayonnement solaire net Equilibre radiatif global Profil de température fixé dT/dz fixé par convection altitude Rayonnement IR sortant F s.T(z e ) 4 = F s FsFsFsFs Rayonnement IR sortant F s.T(z e ) 4 < F s Rayonnement IR sortant F s.T(z e ) 4 = F s FsFsFsFs FsFsFsFs Ze augmente, T e diminue: Rayonnement sortant plus faible. T(z) augmente: Retour à léquilibre

45 Spectre de transmission de l'atmosphère.

46 Rayonnement émis par l'atmosphère. Température d'émission (ou de brillance) Rayonnement émis vers l'espace Rayonnement émis par la surface Fenêtre atmosphérique Faible absorption par H 2 O Forte absorption par CO 2 Température Altitude Forte absorption par H 2 O

47 Météosat canal vapeur d'eau 29 Mars

48 Ciel clairCiel Nuageux VisibleInfra-rouge AlbédoEffet de serre Forçage radiatif des nuages Surface

49 Flux infra-rouge sortant Sommet de l'atmosphère Flux = T 4 T émission

50 Principe de l'effet de serre Une vitre opaque au rayonnement infrarouge couvre une surface éclairé par le soleil

51 Expériences sur l'effet de serre Réalisation de serre de type "capteur solaire", avec une couverture plus ou moins transparente au rayonnement infrarouge. Verre, ou plexiglass : opaque à l'infrarouge Polyéthylène (ou certains plastics horticoles): transparent à l'infrarouge Mise en évidence de l'existence de rayonnement non visible émis par tout corps (par ex. la main) Détecteur de présence (alarme) Utilisation de différents écrans sans transparent au visible, opaque à l'infrarouge (plexiglass, polycarbonate...) transparent au visible et transparent à l'infrarouge (polyéthylène...) opaque au visible, transparent à l'infrarouge (polyéthylène teinté (sac poubelle)...)


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