Chap1 : structure thermique de l'atmosphère ● I - Température de surface des planètes du système solaire ● II - Profil vertical moyen de l'atmosphère terrestre ● 1 – généralités ● 2 – décroissance de la temprature et de la pression avec l'altitude ● 3 – augmentation de la température dans la stratosphère ● III - Equilibre radiatif de la Terre

Stratification de l'atmosphère ~100 km Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmosphère/ 1 couches atmosphériques

Composition chimique moyenne de l'atmosphère N2 : 78 % 02 : 20 % Ar : 0.1 % C02 : 0.04 % La composition de l'atmosphère hormis l'ozone et l'H20 ne dépend pas de l'altitude Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques

Variation de la composition chimique avec l'altitude M Masse Molaire = 28.9 g/mol Avec Composition constante sur 100 km (sauf H2O et O3) Au-delà de 100 km les concentrations sont très faibles Gaz ayant tendance à "partir" Gaz ayant tendance à "partir" Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques

Les différentes couches atmosphériques Exosphère ( km) 500 km METEORE (fin : 60 km) Aurore Boreale Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques

T° baisse T° augmente T° baisse T° augmente Raréfaction des molécules d'air 9/10 de la masse de l'atmosphère dans les 16 premiers km EVEREST Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques

● Dans la troposphère et la mésosphère la température décroit avec l'altitude ● => ces couches sont chauffées par le bas ● => convection verticale possible ● Augmentation de la température dans la stratosphère ● => source de chaleur ● => pas de convection verticale ● Thermosphère chauffée par les radiations solaires Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques

L'épaisseur de la troposphère varie en fonction de la température ● Les gaz se dilatent lorsque la température augmente => la troposphère est plus épaisse en été vers l'équateur...

● L'épaisseur de la troposphère dépend ainsi de la latitude et des saisons Max = 18 km (Equateur, été) Min = 8 km (pole, hiver) Dynamique de l'atmosphère/ I Profile vertical moyen de l'atmoshpère/ 1 couches atmosphériques

Chap1 : structure thermique de l'atmosphère ● I - Température de surface des planètes du système solaire ● II - Profil vertical moyen de l'atmosphère terrestre ● 1 – généralités ● 2 – décroissance de la température et de la pression avec l'altitude ● 3 – augmentation de la température dans la stratosphère ● III - Equilibre radiatif de la Terre

Définition de la température ● Dans un fluide au repos les particules suivent des mouvements aléatoires. ● Température dépend de l'energie cinétique ● U=3/2 nkt Mouvement brownien de sphères de latex (20nm) dans de l'eau

Définition de la pression ● Dans un fluide, les particules se déplacent aléatoirement: ● La pression est la force résultante des collisions avec les particules fluides s'éxerçant sur une surface ● Elle dépend de la densité et de l'énergie cinétique des particules (ie la température) Physique de base/ I Description des forces s'exerçant dans un fluide

● Est-ce que la pression augmente ou diminue avec : ● La température ? ● Le volume (densité) ? Définition de la pression

Pression et loi des gaz parfaits ● La loi des gaz parfaits indique :

Que se passe t-il si la pression varie dans l'espace ?

Force de pression ● Une variation de pression dans l'espace implique une force de pression des HP vers les BP ● Force de pression = - gradient de pression Fz

Interprétation en terme d'énergie Fz

Interprétation en terme d'énergie ● Dans les zones ou la pression est plus élevé, l'énergie interne d'un élément de volume est plus élevé (+de particules et/ou température plus élevé) ● => Les forces de pression induisent des mouvement des zones ou l'énergie est la plus élevé vers les zones ou l'énergie est la plus faible ● => Ce mécanisme homogénéise l'énergie d'un système

Equilibre hydrostatique Force pression g ez

Gradient de température adiabatique dans la troposphère I ● On considère un 'bout' d'atmosphère à l'équilibre. La pression diminue donc avec l'altitude

Gradient de température adiabatique dans la troposphère II ● On 'prend' une parcelle d'air et on l'amène en haut : ● Comment va évoluer le volume de la parcelle d'air ? ● Comment va évoluer sa pression ? Sa température ? P0, T0 P1,T1

Gradient de température adiabatique dans la troposphère II ● Le gradient de pression horizontal => la parcelle d'air se dilate jusqu'à ce que sa pression = P1 ● En se dilatant elle 'pousse' les autres parcelles d'air et leur transmet ainsi de l'énergie => sa température diminue ● Le système est de nouveau à l'équilibre P0 P1 Fp

Gradient de température adiabatique dans la troposphère III ● A l'équilibre hydrostatique, la température diminue avec l'altitude :

Poussée d'archimède

Gradient sur et sous-adiabatique ● Dans la troposphère, l'atmosphère est en equilibre (repos) si la température décroit de 10 K tous les km si l'air est sec, et de ~5 K si l'air est humide. Il s'agit du gradient adiabatique ● Si le gradient est sur-adiabatique : l'atmosphère est instable, il y'aura des mouvements verticaux de convection (poussé d'archimède) ● Si le gradient thermique est sous-adiabatique l'atmosphère sera stable : pas de mouvements verticaux

Est-ce que la théorie marche ? ● On a dans la troposphère un gradient de ~70K/10Km = 7K/Km

Conclusion du II-2 : explication du gradient de température dans la troposphère ● Définition température, pression ● Dans l'atmosphère au repos la pression diminue avec l'altitude ● => température diminue avec l'altitude selon le gradient adiabatique : 5 à 10K/km pour une atmosphère humide ou sèche. ● Si gradient sous-adiabatique : atmosphère stable = pas de mouvement verticaux = pas de mélange ● Si Gradient sur-adiabatique : atmosphère instable = mouvement verticaux = mélange

Chap1 : structure thermique de l'atmosphère ● I - Température de surface des planètes du système solaire ● II - Profil vertical moyen de l'atmosphère terrestre ● 1 – généralités ● 2 – décroissance de la température et de la pression avec l'altitude ● 3 – augmentation de la température dans la stratosphère ● III - Equilibre radiatif de la Terre

● La baisse de pression fait qu'il devrait faire de + en + froid avec l'altitude...

Répartition de l'ozone en fonction de l'altitude OZONE TROPOSPHERIQUE OZONE STRATOSPHERIQUE (été, automne, hiver) Ozone des villes (smog) 90% de l'O3 atmosphérique dangereux Bouclier contre les UV dangereux Problèmes actuels : -tendance globale de diminution à long terme - Trou d'ozone Antarctique au printemps 10% de l'O3 atmosphérique Impact néfaste : effet toxique sur hommes et végétation Problème actuel : - Forte élévation du taux en ville Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ a Répartition

Formation de l'ozone dans la stratosphère UV O2O2O2O2 O O O2O2O2O2 O O3O3O3O3 O3O3O3O3 Photodissociation h RECOMBINAISON + chaleur UV O2O2O2O2 O O O2O2O2O2 O O3O3O3O3 O3O3O3O3 Photodissociation h RECOMBINAISON + chaleur Ultra violet Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation/Destruction dans la stratosphère

● Les rayonnements ultra-violet détruisent les molécules d'02. ● L'oxygène libéré peut se recombine pour former de l'03 : ● O2 + hv -> O + O (1) ● O + O2 -> O3 (2) ● (1/v = longueur d’ondes < ~ 240 nm) Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation/Destruction dans la stratosphère

L'ozone absorbe les UV ● Les UV sont absorbés par l'03. ● L'ozone nous protège des UV émis par le soleil. Les UV absorbés sont réémis sous forme d'IR. ● L'énergie absorbée peut-etre utilisée pour dissocier l'03 en L'oxygène pourra se recombiner pour reformer de l'03 O3O3O3O3 O2O2O2O2 O Photodissociation Absorption UV (O3 = Bouclier) O3O3O3O3 O2O2O2O2 O Photodissociation Absorption UV (O3 = Bouclier) UV Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation et destruction dans la stratosphère

Destruction de l'03 dans la stratosphère ● Les collisions entre l'O et l'03 peuvent aboutir à la formation de deux molécules d'02 O3O3O3O3 O O2O2O2O2 O2O2O2O2 + chaleur Dynamique de l'atmosphère/ II Bilan radiatif /3 Ozone/ b Formation et destruction dans la stratosphère

Cycle de l'ozone dans la stratosphère : équilibre formation/destruction d'ozone Formation : O2 + hv -> O + O O + O2 -> O3 Destruction : O3 + hv -> O2 + O O + O2 -> O3 O + O3 -> O2 + O2

Trou d'ozone dans la stratosphère ● Découvert par Joe Farman en 1985 à Halley Bay (mais aussi par japonais à Syowa…) ● Disparition quasi-totale entre 14 et 20 km.

Evolution de la concentration d'ozone en 1993 dans l'hémisphère sud

● On remarque une disparition brutal de l'ozone entre le jour 250 et 330 (sept-nov)

Le trou d'ozone mesuré par satellite ● L'amplitude du trou croit au cours du temps

Concentration des CFC dans l'atmosphère ● Les CfxCly (Californium x Chlore y) sont des gaz d'origine humaine

Les CFC émis par l'homme détruisent l'ozone dans la stratosphère ● Les CFC sont des composés volatiles pouvant atteindre la stratosphère ● Sous l'effet des UV ils se dissocient et se recombine en CloNO2, Hcl, Cl2 ● Ces molécules réagissent alors avec l'03. Par exemple: Cl2 + h  Cl + Cl Cl + O 3  ClO + O2

Formation d'ozone dans la troposphère ● L'oxyde d'azote N0, les hydrocarbures, les UV réagissent en libérant des molécule d'oxygène qui se recombient avec 02 pour former de l'03. ● La production d'03 dans la troposphère est donc lié aux activités humaines ● Entraine des effets néfastes sur la santé

Bilan du II – structure 1D de l'atmosphère ● Stratosphère = zone non convective chauffée par l'ozone qui absorbe les Uvs ● Troposhère = zone convective chauffée par la Terre (conduction, évaporation/condenstion, effet serre, absorbtion des IR) H2O v O3 tropopause UV++ UV- T°