Géophysique externe Laurent Stehly

Programme du Capes ● Les caractéristiques physico-chimiques des enveloppes externes fluides. ● La distribution de l’énergie solaire dans l’atmosphère et à la surface de la Terre. ● Les circulations atmosphériques et océaniques et leur couplage. ● Le cycle externe de l’eau. ● Les zonations climatiques. ● Les interactions biosphère / atmosphère.

Quelques liens utiles : ● ● ●

Plan du cours ● I- Stratification de l'atmosphère ● II- Bilan radiatif et température d'équilibre ● III- Dynamique de l'atmosphère

Stratification de l'atmosphère I-1 : température I-2 : composition chimique

Stratification de l'atmosphère ~100 km

● La masse de l'atmosphère = 5,13 10^18 kg, ~ un millionième de la masse de la Terre. ● 90% de cette masse est concentrée dans les 16 premiers kilomètres.

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

● 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

● Les gaz se dilatent lorsque la température augmente Ces couches se déforment en fonction de la température

Stratification de l'atmosphère I-1 : température I-2 : composition chimique

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

Composition chimique de l'atmosphère de Venus, Mars et la Terre

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"

● C02, H20, absorbant les IR : effet de serre. ● L'ozone de la stratosphère, et l'oxygène de la mésosphère absorbent les Uvs ● => C02, H20, O3, O ont une forte influence dans la régulation de la température, bien que faiblement présent !

Bilan radiatif de l'atmosphère et température d'équilibre II-1 : Température d'équilibre II-2 : effet de serre II-3 : bilan radiatif II-4 : Eau dans la troposphère II-5 : Ozone dans la stratosphère

● Température : proportionnelle énérgie cinétique moyenne des particules. ● Stéphan : Du fait de sa température un corps émét une quantité d'énergie : = conversion d'energie cinétique en rayonnement => baisse de température. ● Planck : Plus un corps est chaud, plus les vibrations des molécules qui le constituent ont une fréquence élevée, plus les longueurs d'onde du rayonnement émis sont courtes (fréquence élevée)

● On imagine qu'un corps froid est soumis à des rayonnements electromagnétique ne variant pas au cours du temps: ● => sa température augmente ● Plus sa température augmente, plus l'énergie qu'il émet augmente jusqu'à ce que : ● L'effet de serre a pour effet de modifier la température d'équilibre d'une planète en augmentant E_absorbé ● Température d'équilibre

Spectre d'émission de la Terre et du soleil (expliqué par la loi de Planck)

Loi de Planck et effet de serre ● Le soleil émét de la lumière essentiellement dans le visible avec un peu d'UV, pour lesquel l'atmosphère est essentiellement transparente. ● La Terre absorbe cette énergie et la réemet dans les IR, pouvant etre absorbées par les GES. ● L'effet de serre augmente la température de ~30 degrés sur Terre.

Bilan radiatif de l'atmosphère et température d'équilibre II-1 : Température d'équilibre II-2 : effet de serre II-3 : bilan radiatif II-4 : Eau dans la troposphère II-5 : Ozone dans la stratosphère

● Atmosphère essentiellement transparente aux rayonnements du soleil ● Terre émet dans les IR => Fortement absorbé par l'atmosphère.

/2 100/4 Rayonnement en visible Rayonnement en IR Absorption - réchauffement, émission IR Etc /8 100/ SOL Quantité émise par le soleil ● On suppose que l'atmosphère infiniment mince : le rayonnement absorbé puis réemis par l'atmosphère part soit dans l'espace ou le sol mais n'est pas réabsorbé par l'atmosphère ● L'atmosphère 100% transparente aux rayonnements visibles et 100 % opaque aux IR. ● Sol absorbe 100% l'énergie du soleil (corps noir) et le réémet (équilibre)

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Bilan radiatif de l'atmosphère ● Jaune : la surface de la Terre a une température d'~300K => elle émet essentiellement de la lumière IR : 21 ● Rouge : la température de surface du soleil est de ~6000K => Le soleil émet de la lumière entre les proches IR et les Uvs

Bilan radiatif de l'atmosphère ● 30% de la lumière émise par le soleil est réfléchie. Elle repart dans l'espace ● 51% est absorbée par la surface, ● 19% est absorbé dans l'atmosphère. Dans la mésosphère, l'oxygène absorbe les rayonnement les + énergétique. Dans la stratosphère l'ozone absorbe les UV. Dans la troposhère la vapeur d'eau capte les proches IR.

Absorbtion de la lumière émise par le soleil par l'atmosphère ● Mésosphère : l'oxygène absorbe les rayonnements les + énergétique (UV lointain) ● Stratosphère : l'ozone absorbe les UV ● Troposphère : la vapeur d'eau, nuages, absorbent les IR.

Diffusion de la lumière émise par le soleil ● Les particules fines de l'atmosphère diffusent les rayonnements (bleu) dans toutes les directions. Une partie part vers l'espace, l'autre vers le sol. Ainsi le ciel est bleu. ● Troposphère : gouttelettes d'eau des nuages diffusent la lumière sur une large plage de longueur d'onde => nuages sont gris

Emission d'IR par la Terre ● La surface de la Terre étant de 300 K elle émet dans les IR ● Flux de chaleur sensible : chaleur transmise par conduction vers la troposhère ● Chaleur latente : évaporation des océan puis la condensation des nuages revient à transférer de l'énergie du sol vers la troposhère

Bilan radiatif de l'atmosphère et température d'équilibre II-1 : Température d'équilibre II-2 : effet de serre II-3 : bilan radiatif II-4 : Eau dans la troposphère II-5 : Ozone dans la stratosphère

L'eau dans l'atmosphère ● L'essentiel de l'eau se trouve dans les nuages sous forme de vapeur, liquide ou de glace ● La présence d'eau diminue la densité de l'air ● => l'eau influence la dynamique de l'atmosphère

Répartition du type de nuages en fonction de l'altitude MAXIMUM = km Troposphère Stratosphère

CUMULONIMBUSCUMULUS ALTOSTRATUS CIRRUS

Concentration moyenne d'H20 dans l'atmosphère moyennée sur 4 ans

● L'atmosphère contient plus d'H20 dans les zones chaudes => plus d'évaporation

Forçage radiatif en hiver dans les courtes longueur d'onde du au nuage ● Au dessus de l'eau et des forets, les nuages augmentent sensiblement l'albédo ● => plus d'énergie solaire réfléchie ● => moins d'énergie absorbé ● => contribue à refroidir la Terre = forçage radiatif négatif

Influence des nuages sur le rayonnement IR : effet de serre ● La Terre émet de la lumière dans les infra rouges. ● Les nuages aborbent une partie de ces IR. Leur température s'élève ainsi et ils contribuent à réchauffer l'atmosphère. De plus il vont réemettrent des IR vers le sol ● L'effet est surtout important pour les nuages de haute altitude (cirrus) qui sont froids (-60 deg). Ils se concentrent souvent au niveau des tropiques

Influence des nuages sur le rayonnement IR : effet de serre ● La Terre émet de la lumière dans les infra rouges. ● Les nuages aborbent une partie de ces IR. Leur température s'élève ainsi et ils contribuent à réchauffer l'atmosphère. De plus il vont réemettrent des IR vers le sol ● L'effet est surtout important pour les nuages de haute altitude (cirrus) qui sont froids (-60 deg). Ils se concentrent souvent au niveau des tropiques

Bilan de l'influence des nuages sur le bilan radiatif de la Terre

● Au dessus des surfaces de fortes albédo, désert + poles : effet de serre domine sur l'albédo, et les nuages réchauffent l'atmosphère. ● Au dessus des océans au hautes latitudes : nuages bas contribuant moins à l'effet de serre + forte augmentation de l'albédo => fort refroidissement de la Terre. ● Au dessus des tropiques : nuages de cirrus dans les hautes altitudes → fort effet de serre et augmentation de l'albédo=> forçage radiatif proche de 0 ● => CCL : nuages refroidissent la Terre !

Bilan radiatif de l'atmosphère et température d'équilibre II-1 : Température d'équilibre II-2 : effet de serre II-3 : bilan radiatif II-4 : Eau dans la troposphère II-5 : Ozone dans la stratosphère

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

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

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

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

Bilan ● 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°

H2O v O3 tropopause UV++ UV- ● Nuages : refroidissent la Terre en augmentant l'albédo, mais la réchauffe via l'effet de serre => Refroidissement l'emporte ● Ozone : réchauffe la troposphère ● L'ozone et l'H20 bien que ne représentant qu'une petite partie des gaz atmosphériques ont une influence importante.

Dynamique de l'atmosphère III-1 : Terre sans rotation ni continent III-2 : Terre en rotation sans continent III-3 : Effet des continents

Forçage thermique du soleil

● Comparaison entre l'énergie solaire absorbée et l'énergie émise

Forces controlant les mouvements horizontaux

I-1 Descrption des forces : 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)

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

● Si il y'a un gradient de pression, un volume subirait une pression plus importante sur certaines faces que sur d'autres ● => Cela induit une force qui mettra le volume en mouvement ● => Un gradient de pression induit une force : ● Force de pression = gradient (P) ● Fz= dP/dz Que se passe t-il si la pression varie dans l'espace ?

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

Les poles réémettent plus d'énergie qu'il n'en reçoivent. ● L'équateur reçoit plus d'énergie qu'il en émet. ● De plus, l'évaporation des océans y est plus importante. ● => Ceci induit des variation de pression qui engendrent des courants océaniques et atmosphériques qui vont redistribuer l'énergie. ● Quelle serait la circulation atmosphérique sans tenir compte de la rotation de la Terre ?

Mouvements dans la troposhphère dans une Terre sans rotation ni continent

Dynamique de l'atmosphère III-1 : Terre sans rotation ni continent III-2 : Terre en rotation sans continent III-3 : Effet des continents

Influence de la rotation de la Terre : force de coriolis

Equilibre géostrophique ● Ce type d'écoulement résulte de l'équilibre entre les forces de pression et de Coriolis. ● Les forces de pression induisent des mouvements perpendiculaires aux isobarres (ie des HP vers les BP). ● La force de coriolis dévie l'écoulement => celui-ci se fait alors le long des isobarres. ● L'atmosphère et le noyau terrestre sont dans un équilibre quasi-geostrophique.

Equilibre géostrophique crée des cellules de convections dans l'atmosphère ● Lorsque les cellules de convection induisent des courants atmosphériques vers les poles, les vents sont déviés vers l'Est et inversement (coriolis). ● => on crée des cellules de convection fermées.

La rotation engendre 3 cellules de convection et des mouvements dans le plan est/ouest BP CELLULEHADLEY CELLULEFERREL (déviation Hadley vers l’W) CELLULEPOLAIRE Vents de surface Vents d’altitude HP

● Les cellules de Hadley et les cellules polaire sont causés par les variation de l'apport d'énergie solaire en fonction de la latitude. ● => Elles sont stable au cours du temps ● => Climat stable près de l'équateur et des poles. ● La cellule de Ferrel est une conséquence des cellules de Hadley et polaires. Sa dynamique est plus instable

Mouvements verticaux mesurés dans l'atmosphère moyennés sur un an ● Bleu = air montant Rouge = air descendant ● On voit bien la cellule de Hadley

Dynamique de l'atmosphère III-1 : Terre sans rotation ni continent III-2 : Terre en rotation sans continent III-3 : Effet des continents

Role des continents Pression atmosphérique en surface - Juillet Pression atmosphérique en surface – Janvier

● Janvier : océan plus chaud que le continent => air monte => BP à la surface. L'air plus chaud va vers les poles froids => mouvement sens aiguille d'une montre. juille t janvier

Un effet particulier : la mousson ● Eté : continents très chaud => Air s'élève => P faible en surface ● => vent provenant des océans amène de l'air très humide ● => Fortes pluies sur les continents

Bilan : effet de la rotation planète ● Rotation rapide (Terre) => Force coriolis importante => 3 cellules de convection en fonction de la latitude dans l'atmosphère + noyau externe pouvant générer un CM ● Rotation lente (Vénus) => Force de coriolis faible => ● 1 cellule de convection + turbulence aux poles ● fort contraste entre la face éclairée par le soleil et la face sombre = vent violent (~400 Km/h) ● Pas de possibilité de générer un CM = pas de vie possible

Bilan: influence volume d'une planète sur la dynamique interne (rappel) ● Volume planète plus élevée ● => rapport volume/surface + important – => production de chaleur par éléments radioactif plus important par rapport au refroidissement de la planète – => planète refroidit plus lentement ● => convection plus vigoureuse dans le manteau et le noyau et durant plus longtemps ● => planète peu générer un champ magnétique plus longtemps (ex Mars a perdu son CM, pas la Terre).

Bilan : dévelopement végétation ● => production d'02 => atmosphère contient du dioxygène et peu de C02 ● => effet de serre plus faible ● => couche d'ozone dans la statosphère (protège des U.V et réchauffe la stratosphère)