ENSM-SE / processus naturels / terre_ronde

CHAPITRE 5

L’enveloppe gazeuse de la Terre

le couple atmosphère – hydrosphère

Circulation de l'atmosphère

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D - Circulation de l'atmosphère

La circulation atmosphérique (et océanique) exprime le transfert convectif de chaleur dans la machine Terre, depuis la source chaude équatoriale vers la source froide polaire. Le premier à expliquer la constance des alizés et des vents d'ouest fut  G. Hadley, 1735; pour lui, la région équatoriale étant plus ensoleillée que les pôles, les vents réguliers devaient transporter de la chaleur vers les pôles, et inversement du froid vers l'équateur. Si la Terre n'était pas en rotation, ce transfert serait effectué par une seule cellule de convection. Mais la force de Coriolis défléchit les vents, qui deviennent géostrophiques vers 30° de latitude (cf. § suivant) et se sont finalement trois cellules qui prennent les calories en charge (Fig. 31).

Fig. 31: Circulation  tmosphérique

1 - Force de Coriolis

A priori nord-sud (ou sud-nord, selon l’hémisphère) les alizés sont en fait déviés vers l’ouest. En effet, à la surface de la Terre, tout mouvement des masses fluides est influencé par la rotation de la Terre, ce phénomène est appelé force de Coriolis F. Supposons une masse au repos par rapport à la Terre, située en un point « quelconque » de l'hémisphère nord, de latitude f (Fig. 32).

 

Fig.32: Force de Coriolis

 

La Terre tournant avec une vitesse angulaire w = 2Prad / 24h, la masse considérée est en fait animée d'une vitesse longitudinale vL qui est la vitesse de rotation de la surface de la Terre (de rayon R), à la latitude f considérée, on a

vL = 2wR Cos f (1)

Si, à partir du temps t0, on déplace cette masse m vers le nord dans le plan méridien du temps t0 sans exercer de frottement, à la vitesse vm:

1 -   elle conserve la vitesse longitudinale vL de son point de départ;

2 -   au temps t = t0 +dt  elle a parcouru une distance longitudinale

L = VL.dt = 2wR Cos f.dt

     et une distance en latitude      l = vm.dt;

3 -   à cette nouvelle latitude f+ df, la vitesse longitudinale VL' de la surface terrestre, est

vL' = 2wR Cos (f + df),

VL’ est inférieure à VL la vitesse longitudinale initiale; et donc la masse m paraît avoir été déviée de sa trajectoire méridienne, vers l'est dans l'hémisphère nord et vers l'ouest dans l'hémisphère sud (on parle de force cum sole).

Pour toute masse m, animée d'un vecteur vitesse non méridien, la force de Coriolis s'appliquera sur sa composante méridienne ; elle est généralement exprimée sous la forme d’un vecteur force normal au déplacement,

F = mfvm          Avec :

vm, vitesse du corps en mouvement sur la surface de la Terre en rotation;

f, paramètre de Coriolis = 2w Sin f.

Par les paramètres mis en jeux, on constate que pour que la déviation soit significative, il faut pour une masse donnée que la vitesse vm soit importante par rapport à VL (cas des fusées et satellites), ou bien qu'une vitesse vm petite soit appliquée longtemps (de sorte que Df soit significatif). Il en résulte que la rotation directe du tourbillon dans les baignoires de l'hémisphère nord (et inverse dans l'hémisphère sud) est une aimable plaisanterie, les variations de latitude à cette échelle étant négligeables par rapport aux paramètres locaux (vitesse et direction initiales de l'eau, pentes du fond et formes de la baignoire). Pour l’océan  ou l’atmosphère, les courants sont déviés vers la droite (horaires) en hémisphère nord et vers la gauche (antihoraires) en hémisphère sud.

Si l'on s'intéresse à la variation de la vitesse longitudinale de la surface de la Terre avec la latitude, de (1) on tire

dVL/df = -2wR.Sinf             La variation de la vitesse longitudinale est donc nulle à l'équateur, et elle est maximum au pôle. Ce n’est donc qu’à partir des latitudes moyennes que la force de Coriolis jouera son rôle le plus important, tant sur les masses océaniques que sur les masses d’air en mouvement.

2 - Cellule de Hadley, ITCZ et cyclones

A l'équateur, le fort ensoleillement entraîne une émission importante d'IR terrestres (en milieu continental ou océanique), qui provoque à son tour un abaissement de la densité de l'air (1.30 Kg /m3 à 20°c ; 1.22 Kg /m3 à 40°c). Les variations de densité observées suffisent à engendrer des vitesses ascensionnelles de l'ordre du m.s-1. Continuellement alimentée en air venu du nord et du sud cette région est dénommée Zone de Convergence InterTropicale (ITCZ, Fig. 45 §E.3.c). Le refroidissement de l'air au cours de son ascension provoque sa condensation, et explique la forte nébulosité et pluviosité de cette région aux grains violents mais sans vent régulier, cauchemar des marins anglais (« Doldrums ») et dénommée Pot au noir dans l'Atlantique par les marins français. La libération de la chaleur latente liée à cette condensation augmente le contraste de température entre cette colonne montante et son environnement, ce qui augmente sa vitesse ascensionnelle (jusqu'à plusieurs m.s-1), et cet air initialement chaud et humide s'élève ainsi rapidement jusqu'au sommet dilaté de la troposphère (17-18 km).L'air, refroidi et asséché, redescend aux latitudes Nord et Sud-tropicales (20-30°); Cet air descendant et froid constitue une zone de hautes pressions (ceinture anticyclonique), région des calmes tropicaux ou «horse latitudes» détestés eux aussi des marins encalminés qui, lorsque l'eau douce venait à manquer, en arrivaient à jeter les chevaux à la mer. Très sec, cet air descendant est aussi responsable des ceintures désertiques tropicales que l'on rencontre tant au nord  qu'au sud. Entre ces deux zones sans vent, les alizés ferment cette première boucle dénommée cellule de Hadley.

Caractéristiques de la zone de convergence (chaude), les cyclones (typhons au Japon) sont la manifestation immédiate de la force de Coriolis, qui se manifeste dès lors que l’on dépasse quelques 6 à 8° de latitude. La formation d’un cyclone tropical (Fig. 33a-b) débute lorsque 3 conditions sont réunies :

1 -   qu’il existe d’une zone de forte évaporation et une dépression locale dans la couche basse de la troposphère ; celle-ci est accompagnée de nuages ou d’une ligne de grains (bande de nuages orageux) ; initialement cet amas de nuages circule d’est en ouest avec l’Alizée. Sur les images de nos satellites, on peut ainsi déceler certaines formations nuageuses pourvues d'un potentiel de convection profonde, voire parfois d'organisation tourbillonnaire à l'état d'embryon. Certaines évoluent en cyclones, lorsque les 2 autres conditions sont réunies, d'autres pas et restent des amas nuageux, ondes tropicales, zones perturbées.

 

Fig. 33 a : Structure d’un cyclone tropical

http://www.risques.gouv.fr/risques/risques-naturels/Cyclone/

Fig. 33 b :  Développement d’un cyclone

http://la.climatologie.free.fr/cyclone/cyclone.htm

 

2 -   que la température de l'océan dépasse 26°C, sur au moins 50 mètres de profondeur, constituant ainsi un réservoir important dont l’évaporation fournira l'énergie nécessaire pour démarrer et entretenir le cyclone.

3 -   que les vents de la zone soient homogènes sur une grande hauteur de la troposphère, de la surface de l’océan jusque vers 12 à 15 km d'altitude, hauteur de la colonne orageuse, de sorte que l’énergie issue de l’évaporation soit utilisée pour construire un mouvement tourbillonnaire profond.

Dans ces conditions (Fig. 33b), le  courant d'air ascendant qui se met en place génère une dépression à la surface de l’eau, qui fait converger l’air de la surface océanique. La masse d’air ascendante se trouve alors comprimée sous le couvercle de la tropopause (limite troposphère stratosphère), générant en altitude une zone de haute pression. Pour rétablir « l’équilibre », l’air du sommet de la colonne s’échappe latéralement (divergence de haute altitude). Le système ainsi mis en place pourra fonctionner et s'entretenir tant qu’il disposera d’un stock d’eau chaude à évaporer, raison pour laquelle un cyclone s’affaiblit lorsqu’il traverse une île, et s’évanouit lorsque sa trajectoire l’amène à parcourir une distance suffisante au-dessus d’un continent.

Avec un tel mode de fonctionnement et le réchauffement climatique qu’a connu le XX° siècle, il convient de s’interroger sur une augmentation potentielle de la fréquence et de l’énergie dissipée par les cyclones.

Global Hurricane Frequency (all & major) -- 12-month running sums. The top time series is the number of global tropical cyclones that reached at least hurricane-force (maximum lifetime wind speed exceeds 64-knots). The bottom time series is the number of global tropical cyclones that reached major hurricane strength (96-knots+). Adapted from Maue (2011) GRL.

Fig. 33c-1: cyclones et tempêtes tropicales, 1) gauche : nombre par an

 

 

Fig. 33c-2: Séries temporelles des cyclones de 1950 à 2010,

 la valeur 100 représente la médiane des énergies accumulées annuellement par les cyclones durant la période 1981-2010.

La bande jaune (71-111%) représente l’énergie des cyclones d’activité normale, les bleue et rose sont les domaines d’énergies respectivement inférieure et supérieure à la normale

Last 4-decades of Global and Northern Hemisphere Accumulated Cyclone Energy: 24 month running sums. Note that the year indicated represents the value of ACE through the previous 24-months for the Northern Hemisphere (bottom line/gray boxes) and the entire global (top line/blue boxes). The area in between represents the Southern Hemisphere total ACE.

Fig. 33c-3: ACE (Accumulated Cyclone Energy), courbe de 1972         à nos jours de l’énergie des cyclones (moyenne glissante sur

                                2 ans) des 2 hémisphères : globale (courbe du haut) et de l’hémisphère Nord (courbe du bas) ; la surface entre les 2  représente donc l’énergie des cyclones de l’hémisphère Sud.

                http://policlimate.com/tropical/ ; http://www.nhc.noaa.gov/sshws.shtml

Les medias rapportent souvent une nette augmentation de la fréquence et de lintensité des cyclones (invisible sur la courbe 1970 à nos jours de la NOAA, Fig. 33c-1) et en font une conséquence directe du réchauffement. En fait, les données disponibles, qui concernent la période 1950-2010, conduisent la NOAA à définir pour latlantique deux périodes de haute activité encadrant une période  de basse activité (1970-1995, Fig. 33c-2) et non une augmentation progressive en corrélation avec la température de latmosphère.

On observe la même tendance sur les courbes de lénergie dissipée par les cyclones, courbe globale et par hémisphère (ACE[1], Fig. 33c-3), qui laissent penser que lénergie disponible en zone tropicale subit une variation pluri annuelle

Cest en effet ce que montre létude de S.S. Chand et K. J. Walsh de 2011, pour qui lACE est clairement influencée par loscillation ENSO (voir § E3d) à une latitude inférieure à 15°. Au-delà de cette latitude,  linfluence des épisodes El niño seffacerait  et cest au contraire les évènements inverse de type « La Niña » (§ 3Ed) qui influenceraient lactivité cyclonique. On le voit, le couplage océan-atmosphère joue un rôle essentiel et lensemble des activités des deux fluides atmosphérique subit des oscillations, décennales à pluri décennales encore mal connues, sur lesquelles nous reviendrons souvent (e.g. §E3 et 4c).

3 - Cellule de Ferrel, vents géostrophiques et Cellule polaire

Prenons une masse d’air, son mouvement sera initié par un gradient de pression (FP dans la Fig. 34a) et le mouvement initial du vent sera perpendiculaire aux isobares.

Fig. 34a: genèse des vents géostrophiques  

http://nte-serveur.univ-lyon1.fr/geosciences/geodyn_ext/Cours/CoursTT1Atmosphere.htm

Dès que la masse d'air est en mouvement, elle subit la force de Coriolis (FC) qui la dévie vers la droite dans notre hémisphère, jusqu'à paralléliser le vent avec les isobares, FP et FC pouvant être du même ordre de grandeur sous nos latitudes.

On appelle ces vents, vents géostrophiques. Les isobares étant des courbes fermées autour des centres de haute et de basse pression, il en résulte dans notre hémisphère (Fig. 34b-c) que la circulation des vents géostrophiques est directe (ils tournent à droite) autour des hautes pressions, et inverse autour des basses pressions. Les zones de basses pressions sont corrélativement des régions où l'air présente une faible densité et s'élève (Fig. 34b), en tournant autour du centre, définissant une circulation cyclonique convergente. Inversement les zones de hautes pressions sont le centre d'une circulation descendante et divergente dite anticyclonique. Le front polaire, limite entre la cellule de convection polaire et la cellule des moyennes latitudes (cellule de Ferrel) ondule entre les hautes pressions centrées vers le sud et les basses pressions centrées plus au nord. Au pôle, l'air froid et sec très dense constitue la branche descendante de la cellule polaire. Il détermine ainsi dans notre hémisphère les vents froids de nord-est à est qui descendent vers le front polaire.

Fig. 34 b-c:  b): Circulation : divergente (haute pression ) ; convergente (basse pression) ;               c): vents

                                     

http://nte-serveur.univ-lyon1.fr/geosciences/geodyn_ext/Cours/CoursTT1Atmosphere.htm

 

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[1] ACE, Accumulated Cyclone Energy, index défini comme la somme des carrés des vitesses du vent d’un cyclone, mesurée toutes des 6 heures tant que sa force le classe au minimum dans les tempêtes tropicales, ou dans les cyclones selon l’échelle de Saffir-Simpson qui compte 5 degrés 1) 119-153 km/h ; 2) 154-177 km/h ; 3) 178-209 km/h ; 4) 210-249 km/h ; 5) > 249 km/h.