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LES MOUVEMENTS ATMOSPHÉRIQUES

ET LES PHÉNOMÈNES DE DISPERSION DES POLLUANTS

EN RELATION AVEC CES MOUVEMENTS

Conférence de Monsieur Hervé Le Treut,

directeur de recherche au Laboratoire de Météorologie Dynamique (Unité mixte de recherche : CNRS, École Normale Supérieure, École polytechnique, Université Paris VI)

Texte de la conférence présentée le 10 mai 2000, au CRDP de Nancy, mis en forme par Albert Fourny et

Marianne Wojcik

Les planches couleur auxquelles il est fait référence dans le texte sont visibles sur le site SVT-Lorraine

Plan de l'exposé

Introduction

I - Énergie du " système terre »

1. Description du système

2. Quel chemin suit l'énergie solaire ?

3. Émissions terrestres

4. Rôle complexe des nuages

5. Distribution de certains absorbants sur la planète

5a) L'ozone

5b) La vapeur d'eau

II - Les mouvements de l'atmosphère

1. Bilan net de l'énergie sur la planète en fonction de la latitude

2. Redistribution verticale de l'énergie

3. Les échelles de circulation atmosphérique

4. Comment ces systèmes se mettent-ils en place au niveau de la planète ?

4a) Aux basses latitudes : circulation de l'air dans des cellules

Comment expliquer ces mouvements ? Pourquoi ces cellules s'arrêtent à 30° de latitude Nord ou Sud ? Les vents zonaux La mousson

4b) Circulation aux moyennes latitudes : rôle clé de la force de Coriolis

4c) Le phénomène El niño

III - Perturbations des circulations atmosphériques par l'activité humaine

1. Modification de la composition chimique de l'atmosphère

1a) Croissance des gaz à effet de serre

1b) Autres facteurs de perturbation du climat

2. Modélisation des effets sur le climat d'un doublement du taux de CO2.

Conclusion

2

L'atmosphère dans le système climatique est un système extrêmement rapide, violent, qui a

tendance à mélanger très vite à la surface du globe de grandes quantités de composés chimiques.

Ce système est responsable du caractère global de notre environnement. L'atmosphère est donc une sorte d'agent qui va tout redistribuer à la surface du globe...

L'océan est un système tout à fait opposé, très lent, qui sert de mémoire au système climatique.

Nous allons ici présenter dans un premier temps l'énergie à l'origine des mouvements

atmosphériques, dans un second temps, nous étudierons les différents mouvements affectant le

système atmosphérique de la planète et nous terminerons en évoquant quelques perturbations du

climat imputables à l'Homme, et leurs probables conséquences à plus ou moins long terme.

I - ÉNERGIE DU " SYSTÈME TERRE »

1. Description du système

Ce qui met en route le système climatique c'est l'énergie reçue du soleil. figure 1 : Longueurs d'ondes d'émission du soleil et de la Terre (figure tirée du livre " océans et atmosphère »)

Soleil Terre

Répartition spectrale du rayonnement émis par un corps à 300 K (Terre) et à 6000 K (Soleil). Cette répartition est normalisée pour tenir compte de l'égalité, dans un système en équilibre, entre la rayonnement solaire absorbé et le rayonnement terrestre émis. Les différentes bandes d'absorption soulignent la plus grande transparence de l'atmosphère au rayonnement solaire qu'au rayonnement terrestre. Cette dissymétrie explique "l'effet de serre", principalement dû au dioxyde de carbone et à la vapeur d'eau, ce qui maintient la surface terrestre à une température relativement élevée. D'autres bandes d'absorption, non figurées, modifient également le rayonnement solaire (oxygène) ou le rayonnement terrestre (méthane, oxyde nitreux) 3 Sur la figure 1 on voit l'émission d'un corps chauffé à 6 000°K (Soleil), entre 0,2 et 2

micromètres, c'est -à-dire dans les ultra-violets jusqu'au proche infra-rouge, et l'émission d'un

corps à 300°K (Terre) pour une quantité d'énergie équivalente entre 3 et 50 micromètres (infra-

rouge).

On visualise un phénomène remarquable, qui conditionne la suite : les domaines électromagnétiques

dans lesquels émettent le Soleil et la Terre sont pratiquement disjoints, donc, même s'il s'agit

d'énergie électromagnétique, on distingue une énergie solaire et une énergie terrestre.

Sur le document les surfaces grisées correspondent à des surfaces d'absorbants : absorbants polyatomiques, vapeur d'eau, dioxyde de carbone, ozone... On observe qu'ils sont beaucoup plus

présents dans la partie infrarouge donc dans la partie terrestre, que dans la partie solaire. Cette

dissymétrie est en partie responsable de l'effet de serre.

2. Quel chemin suit l'énergie solaire ?

Partons de l'énergie solaire émise et reçue au sommet de l'atmosphère et regardons comment elle

se transforme : figure 2 (figure tirée du livre " océans et atmosphère »)

Sur le diagramme tout est dimensionné par rapport à la valeur 100 qui correspond au rayonnement

solaire incident au sommet de l'atmosphère, soit environ 360 W/m2.

Ce rayonnement est absorbé dans l'atmosphère, absorbé au sol, ou réfléchi vers l'espace.

- L'énergie absorbée directement par l'atmosphère et correspondant au chauffage direct de

l'atmosphère par l'énergie solaire se situe sur la partie gauche du diagramme et correspond à

4 environ 20 % de l'énergie solaire incidente au sommet de l'atmosphère. Ce chauffage direct de

l'atmosphère par les rayons solaires n'est pas la première source de chaleur dans le système

atmosphérique. Nous verrons que le chauffage de l'atmosphère est essentiellement un chauffage indirect.

- 50% de l'énergie solaire est absorbée au sol (l'atmosphère est essentiellement transparente

pour le rayonnement solaire).

- Une certaine partie du rayonnement est perdue pour le système climatique, elle est réfléchie

directement vers l'espace selon trois processus essentiels : !"Un processus de réflexion par l'air c'est la diffusion moléculaire, responsable du bleu du ciel. On estime ce phénomène à 6 % du rayonnement solaire incident, cela constitue la seule contribution des gaz principaux (N2, O2, H2O) à l'énergétique de la planète. !"20 % de l'énergie solaire reçue est réfléchie par les nuages.

!"La réflexion par les surfaces : 4% de l'énergie incidente est réfléchie par les surfaces.

Ces surfaces sont très différenciées, on trouve d'énormes oppositions entre des zones

désertiques (albédo 30 %), des forêts ou l'albédo est égal à 10 % ou des océans dont les

surfaces réfléchissent à 80 % .

3. Émissions terrestres

Sur la partie droite de la figure 2, on voit la manière dont ce chauffage est équilibré par les

émissions terrestres.

- La principale composante est l'émission de rayons infra-rouges vers l'espace. Seule une toute petite partie de cette émission se fait directement vers l'espace (6 % sur le diagramme). La plus grande partie du rayonnement infrarouge est en fait absorbée dans l'atmosphère par des

gaz à effet de serre (= molécules suffisamment compliquées pour être excitées et ayant au moins

trois atomes, H2O, CO2, CH4 ou plus...). Ces molécules absorbent le rayonnement issu de la Terre

et le ré-émettent en deux parties une partie vers le sol, une partie vers l'espace, plus petite, que

celle que l'on obtiendrait par une émission directe du sol. C'est ce que l'on appelle " L'EFFET DE SERRE ».

Il est important de voir que ce ne sont pas les seuls termes d'échanges entre la surface terrestre

et l'atmosphère. - Deux autres termes existent : • Le flux de chaleur sensible qui est un flux de conduction thermique entre le sol et l'atmosphère. L'air se réchauffe près du sol et monte dans l'atmosphère.

• Le flux de chaleur latente qui correspond à un processus plus compliqué de refroidissement

au niveau des océans ou de la végétation continentale par évaporation de l'eau : cette chaleur est regagnée par l'atmosphère lors de la condensation de l'eau dans les nuages. Ce terme (23 %) est en fait le premier terme de chauffage direct de l'atmosphère. L'atmosphère est donc chauffée en priorité par condensation de l'eau dans les nuages.

5 4. Le rôle complexe des nuages

Forçage radiatif net des nuages en été (

cf. document 8, planche couleur).

Sur ce document on voit la façon dont les nuages modifient le bilan radiatif de la Terre. Ce terme a

une importance considérable et une ambiguïté aussi.

En rouge sur le document on voit les zones où les nuages contribuent à réchauffer la planète (en

été), et en vert ce sont les zones où les nuages contribuent à refroidir la planète (toujours en été

bien sûr ; l'ordre de grandeur des chiffres va de quelques watts par mètre carré à plusieurs

dizaines de watts par mètre carré). Les nuages modulent fortement cette énergie en la diminuant ou en l'augmentant. Il y a opposition entre ces deux effets des nuages qui se compensent en permanence et auquel il faut ajouter ce rôle de chauffage par dégagement de chaleur latente qui font que les nuages sont le point d'équilibre du système énergétique de la planète. Les nuages sont le premier agent régulateur de la planète.

5. La distribution de certains absorbants sur la planète

Certains gaz à effet de serre, qui ont une durée de vie très longue, de plusieurs années, sont

parfaitement mélangés par le transport atmosphérique. C'est le cas du dioxyde de carbone, du

méthane, par exemple, dont la composition mesurée dont les glaces du Pôle Sud est représentative

de la valeur sur la planète. Les gaz qui ont une durée de vie plus courte ont une distribution plus

complexe.

5a) Le premier absorbant à distribution verticale particulière est la vapeur d'eau

On constate que la quantité de vapeur d'eau décroît rapidement avec l'altitude ; ceci est dû au fait

que le niveau de saturation de vapeur d'eau dans l'atmosphère dépend de la température et que la

température décroît avec l'altitude. On a ainsi une décroissance importante de la quantité de

vapeur d'eau dans l'atmosphère avec l'altitude et aussi avec la latitude Le haut de l'atmosphère est un véritable désert du point de vue de la vapeur d'eau ! Une conséquence est que tous les mouvements ascendants se caractérisent par une condensation

puis ensuite par une précipitation de vapeur d'eau. Toute masse d'air qui s'élève dans l'atmosphère

se heurte à des niveaux de saturation très faibles et doit perdre son eau. Cette eau nécessairement se condense puis précipite. figure 3 : Profil de l'ozone dans l'atmosphère

6 5b) Un deuxième absorbant très particulier : l'ozone

L'ozone est présent en majorité vers vingt kilomètre d'altitude, or nous avons vu précédemment

que le rayonnement solaire était très peu absorbé dans l'atmosphère, il est essentiellement

absorbé au sol et par l'ozone dans la région où sa concentration est maximale. Ceci conditionne les

profils verticaux de température. On a des températures chaudes près du sol, qui décroissent dans

toute l'atmosphère jusqu'à une altitude de 12-15 kilomètres et qui recroissent dans la zone d'absorption de l'ozone appelée la stratosphère.

Cette distribution de l'ozone qui est liée à la chimie de la fabrication de l'ozone (liée à l'absorption

des ultraviolets) conditionne les profils de température dans l'atmosphère.

II - LES MOUVEMENTS DE L'ATMOSPHÈRE

Ils sont la conséquence d'un certain déséquilibre énergétique entre basses et hautes latitudes.

1. Bilan net de l'énergie sur la planète en fonction de la latitude

On observe un bilan net excédentaire dans les basses latitudes, en gros entre - 40° et + 40° de

latitude, et déficitaire aux hautes latitudes. Cette situation paraît normale car la planète reçoit

plus d'énergie dans les régions tropicales, mais il s'agit en fait d'un processus un peu plus complexe : un excédent d'absorption solaire sur l'émission du rayonnement terrestre. Cet

excédent va devoir être compensé par des mouvements de l'atmosphère et de l'océan qui vont

transporter de l'énergie des basses latitudes vers les hautes latitudes.

Nous allons essayer de décrire ces mouvements et de voir comment ils concourent à transporter de

l'énergie, et pourquoi ils sont créés. figure 4 : Bilan net d'énergie sur la planète en fonction de la latitude

7 2. Redistribution verticale de l'énergie

On a deux types de processus qui concourent à redistribuer l'énergie des basses latitudes vers les

hautes latitudes :

- Dans les régions tropicales il s'agit de cellules qui passent par des mouvements où l'air chaud

monte très haut près de l'équateur avant d'être exporté vers les Pôles en altitude. cette

catégorie de mouvements est très dépendant de mouvements qui s'organisent à petite échelle

d'espace : les nuages convectifs de la ceinture intertropicale, qui assurent cette ascension de l'air chaud. - Au contraire, aux moyennes latitudes les mouvements se propagent essentiellement le long des lignes de stratification, ce sont des mouvements qui se développent tout le long de l'échelle horizontale qui est de quelques milliers de kilomètres.

3. Les échelles de la circulation atmosphérique

Remarque : opposition océans-atmosphère

L'atmosphère est chauffée par le bas, l'énergie solaire est absorbée près du sol, chauffe

l'atmosphère, et l'eau. Ces mouvements de re-stratification de l'air dans l'atmosphère sont extrêmement violents, très importants, et sont responsables de la durée de vie courte des circulations atmosphériques comparées aux circulations océaniques.

L'océan est au contraire chauffé par le haut et on a en surface une eau très légère, stable, servant

de couvercle masquant pour l'atmosphère le fond des océans. C'est une des raisons pour lesquelles

les circulations océaniques se font sur des durées plus longues.

L 'échelle d'espace de la figure 5 montre que dans la circulation atmosphérique on a un certain

découplage entre échelles relativement petites de l'ordre du kilomètre, et des échelles au

contraire de l'ordre du millier de kilomètres. Les fluides sont minces (15-20 kilomètres pour l'atmosphère météorologique, alors que les échelles horizontales sont très grandes.

Figure 5

: échelles de la circulation atmosphérique

8 - On a des échelles très courtes et turbulentes, un mélange qui se fait très près du sol et qui

génère des nuages très proches du sol du type strato-cumulus. - On a également des mélanges se développant beaucoup plus haut sur toute la hauteur de l'atmosphère, typiquement, ces mélanges sont liés aux nuages de type cumulo-nimbus.

- On retrouve des systèmes bien caractérisés, à l'échelle du millier de kilomètres, dites échelles

synoptiques, et en particulier, deux systèmes d'importance capitale : les cellules tropicales, les perturbations de moyennes latitudes.

Les échelles intermédiaires (ou "mésoéchelles») sont souvent associées au forçage par l'orographie

(mistral par exemple). image radar de la circulation atmosphérique ( cf. document 9, planche couleur).

Le document montre les échos radar avec les zones d'impacts en blanc où l'air monte. On distingue

la ceinture tropicale où l'air monte à grande échelle (branche ascendante des cellules de Hadley),

et à l'intérieur de cette organisation à grande échelle, on trouve des petits mouvements, à petite

échelle, qui correspondent à la montée individuelle de cumulo-nimbus.

On distingue également sur ce document des zones où il n'y a plus d'impacts du tout, vers 30° de

latitude Nord et Sud. Ces zones correspondent aux zones de descente des cellules tropicales.

Enfin, aux moyennes latitudes, on trouve des zones où les échos correspondent à une traînée très

lente, on trouve ici un système très différent, la montée de l'air se fait localement verticalement,

mais au contraire pratiquement de façon horizontale sur des milliers de kilomètres (traînées

montrant la montée très lente de l'air).

Image de nuages de type cumulo-nimbus (

cf. document 10, planche couleur). Les grands tubes verticaux correspondent aux montées de l'air très violentes dans les cumulo- nimbus. Ce sont des systèmes très compliqués.

Plusieurs types d'effets sont possibles :

- des zones de montée d'air très puissantes, - des zones de descente d'air beaucoup plus douces, et également des zones où la descente est accélérée par l'évaporation de gouttes d'eau. Toutes ces échelles sont intégrées dans les systèmes des cumulo-nimbus.

4. Comment ces systèmes se mettent-ils en place à l'échelle de la planète ?

4a) Aux basses latitudes : circulation de l'air dans des cellules

figure 6

: mouvements de l'air à l'échelle planétaire (figure tirée du livre " océans et atmosphère »)

9 Ce document montre :

- des cellules de Hadley (Connues depuis le XVIIème siècle) : montée de l'air à l'équateur et descente dans les régions subtropicales. - des cellules inverses, ou cellules de Ferrel : ces cellules correspondent à une moyenne en fonction de la latitude de mouvements beaucoup plus complexes. Elles sont donc partiellement fictives. - des cellules polaires, très faibles. Comment expliquer simplement ces mouvements et l'existence de ces cellules sur la planète ?

Si on a un chauffage près de l'équateur, cela entraîne une dilatation de l'air à l'équateur, cette

dilatation de l'air provoque un effet climatique qui fait que, à une certaine altitude, on va avoir de

l'air à pression plus élevée près de l'équateur qu'à la même altitude loin de l'équateur.

En fait ce sont ces pressions plus élevées qui sont liées au chauffage de l'air plus fort près de

l'équateur qui vont mettre en route la branche haute de la cellule de Hadley, l'air plus chaud est

poussé vers les hautes latitudes, ensuite l'effet de conservation de la masse fait que

nécessairement l'air va revenir, ce qui crée cet effet d'entraînement de la cellule de Hadley.

Pourquoi ces cellules s'arrêtent à 30° de latitude Nord ou Sud ?

Ceci est spécifique de notre planète (sur Mars les cellules de Hadley s'en vont jusqu'aux pôles).

Cette particularité est liée à une notion de physique, la conservation du moment cinétique.

Figure 7

: Circulation générale dans l'atmosphère planétaire (figure tirée du livre " océans et

atmosphère ») - La circulation méridienne : l'air monte près de l'équateur et puis dans la branche haute de la

cellule de Hadley on a l'air qui s'en va depuis l'équateur vers les hautes latitudes. En fait, cet

air considéré par rapport à la surface du sol va un peu moins vite que le sol et génère du vent

d'Est. Quand on se déplace vers le pôle, on se rapproche de l'axe de rotation de la Terre, et la propriété physique de la conservation du moment cinétique fait que plus on se rapproche de

l'axe de rotation plus on tourne vite, c'est ce qui se passe ici. Plus l'air se rapproche des pôles

plus on a des vents d'Ouest intenses. Donc, sur toute la branche haute de la cellule de Hadley on a développement de vents d'Ouest de plus en plus puissants au fur et à mesure que l'on s'éloigne de l'équateur. Vient un moment où ces vents sont trop puissants pour que la circulation soit stable, c'est ce qui limite sur la planète l'extension des cellules de Hadley. On a une circulation dont

l'extension entre -30°S et +30°N est limitée essentiellement par la rotation de la Terre et par

ce qu'elle impose en terme de conservation du moment cinétique aux particules d'air qui remontent dans les branches hautes de la cellule de Hadley.

10 Si on regarde les vents zonaux, c'est-à-dire les vents de direction Est-Ouest, on a une bonne

illustration de ces processus.

Distribution en fonction de la

latitude, de la composante zonale (est-ouest) du vent.

Près de l'équateur, le vent est

essentiellement un vent d'est. La conservation du moment cinétique induit un régime de vent d'ouest aux moyennes latitudes, avec un courant-jet très puissant, associé, dans chaque hémisphère, à la branche haute de la cellule de

Hadley.

Figure 8

: vents zonaux (figure tirée du livre "océans et atmosphère")

On voit que dans la zone équatoriale on a des vents négatifs, c'est à dire des vents d'Est. Quand on

se déplace dans la branche haute de la cellule de Hadley on passe de vents d'Est à des vents

d'Ouest, et vers 30° de latitude Nord ou Sud on a des vents maximaux. C'est la fin de ces cellules

de Hadley, le mouvement ne se prolonge plus, l'air redescend.

Ces vents qui sont intimement associés aux cellules tropicales, ce sont les courants jets, vents les

plus puissants sur la planète (vents qui font que le voyage est plus court de New York à Paris que

de Paris à New York).

Variations saisonnières :

Avec les saisons, ces cellules se déplacent d'un hémisphère dans l'autre, en suivant l'été et le

maximum d'insolation. Les modifications des régimes de précipitations associés à ces modifications

correspondent très souvent à des régimes de mousson.

Selon les saisons on a déplacement très fort des cellules. En hiver, dans l'hémisphère nord la

cellule de Hadley s'intensifie pour aller chercher l'énergie dans l'hémisphère sud. La cellule

hivernale puissante vient chercher de l'énergie dans l'hémisphère d'été.

Au contraire, en juin, juillet et août on a une image très différente, la cellule de Hadley se

développe vers le nord vient chercher l'énergie dans l'hémisphère nord pour la ramener dans

l'hémisphère d'hiver.

Elle joue ce rôle de lien entre les deux hémisphères de manière très importante. Cet effet est

responsable des moussons. 11

Figure 9

: cycle saisonnier des précipitations (mettant en évidence les régimes de mousson - par exemple sur l'Inde en été) (tiré de Peixots&Dort physics of climats,

American Institute of

Physic, New York).

DJF = décembre - janvier -

février

JJA = juin - juillet - août

12 Sur la première partie de la

figure 10, on visualise à l'aide de flèches, une circulation à 850

hectopascals, c'est à dire dans les basses couches atmosphériques vers deux à quatre kilomètres.

On a des vents dominants d'Est dans la bande équatoriale. Dans la région de l'océan indien les vents

franchissent l'équateur et sont déviés vers le sud. Figure 10a : vents dans la basse troposphère en juillet (simulation)

Sur l'autre diagramme, en été on voit que la zone de convergence est déplacée vers l'hémisphère

nord. On voit un mouvement dans l'océan indien, la circulation des alizés qui vont franchir l'équateur et essayer de retrouver l'Inde, c'est la mousson. Figure 10b : vents dans la basse troposphère en janvier (simulation)

La mousson est un processus par lequel les circulations atmosphériques sont modifiées pour essayer

de suivre cette zone de convergence, cette zone d'ascendance de la cellule de Hadley qui se déplace d'un hémisphère à l'autre.

13 4b) Circulation aux latitudes moyennes : rôle clé de la force de Coriolis

La déviation des vents par la force de Coriolis n'est pas essentielle pour la circulation des cellules

des basses latitudes, mais elle est capitale pour l'ensemble des mouvements atmosphériques loin de

l'équateur.

1. Essayons d'expliquer ce qu'est cette force par un modèle simple (figure 11) :

figure 11 (figure tirée du livre " océans et atmosphère »)

Imaginons un plateau qui tourne avec une

personne debout sur le plateau. Si cette personne est immobile, elle est seulement sensible à la force centrifuge qui l'attire vers l'extérieur. Si elle se met en mouvement, elle est sensible à la force de Coriolis. Cette force est celle que l'on doit s'appliquer à soi même pour essayer de rester dans l'axe si on se dirige vers le centre du plateau.

LA FORCE DE CORIOLIS

La force associée à la rotation de la Terre, qui produit une déflexion apparente de la trajectoire

d'un objet, qu'il s'agisse d'un missile ou d'une particule, est connue sous le nom de force de Coriolis.

Cette force dévie un corps en mouvement, vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche

dans l'hémisphère Sud. Par analogie avec une personne qui se déplacerait sur un plateau tournant

(image du bas), l'existence de la force de Coriolis exprime qu'il lui faudrait " faire un effort » pour

ne pas être entraînée latéralement au cours de sa marche. Cet effort est d'autant plus grand que le

plateau tourne rapidement et que la personne avance vite ; si elle reste immobile sur le plateau, elle

est seulement soumise à la force centrifuge qui l'entraîne vers l'extérieur de l'axe de rotation.

Sur la Terre, le " plateau » horizontal, sur lequel on peut considérer que s'exercent les mouvements

de l'air ou de l'eau, est parallèle à l'axe de rotation de la Terre près de l'équateur (image du haut) ;

il ne tourne donc pas et la force de Coriolis est nulle. Près du pôle, où le même " plateau » tourne à

la vitesse de rotation de la Terre, la force de Coriolis est maximale. Les moyennes latitudes présentent un axe intermédiaire.

L'équateur joue cependant un rôle important vis-à-vis de la force de Coriolis, car c'est le lieu où

celle-ci change de direction.

2. Si on essaie de représenter cette force

non plus sur un plateau mais sur un hémisphère, on arrive à une image un peu plus complexe ( figure 12). Les mouvements atmosphériques sont essentiellement horizontaux. La dimension verticale de

l'atmosphère est réduite et donc tout se passe comme si la plupart des mouvements atmosphériques

se déroulaient dans un plan tangent à la planète. Donc, si on essaie de regarder l'effet de la

rotation dans ce plan tangent, on voit des différences suivant qu'on est près de l'équateur, aux

latitudes moyennes ou aux hautes latitudes.

14 - Le plan tangent à la planète près de l'équateur est parallèle à l'axe de rotation de la

Terre, donc,

juste à l'équateur, il n'y a pas de force de Coriolis. - Aux basses latitudes, les différents mouvements ont été décrits sans faire appel aux forces de Coriolis : en effet elle intervient peu, si ce n'est pour dévier les moussons (voir paragraphe précédent) - Dans les régions de moyennes ou hautes latitudes, on a des forces de Coriolis d'autant plus fortes que l'on se déplace vers les hautes latitudes. Et plus rien ne peut s'expliquer sans faire intervenir ces forces de Coriolis.

- Au niveau des pôles, le plan tangent à la planète tourne à la même vitesse que la Terre.

Figure 12 :

Schéma de circulation

de mousson DONC : À partir de 30° de latitude Nord et sud, nous avons vu que l'atmosphère ne joue plus

son rôle de rééquilibrage de l'énergie : la circulation de l'air sous forme de cellules verticales

disparaît. Un autre mécanisme, cette fois presque horizontal, prend le relais : au lieu d'avoir

des rouleaux verticaux comme au niveau des tropiques, on a une circulation quasi horizontale et instable. Ce sont ces régimes de perturbations bien connus sous nos latitudes.

3. On peut facilement comprendre ces phénomènes en faisant appel à 2 processus physiques :

Prenons l'exemple de l'hémisphère Nord.

La circulation horizontale apporte la chaleur du Sud et emporte le froid des régions de haute latitude : on a un mouvement continuel de va-et-vient entre les basses et les hautes latitudes. La force de Coriolis modifie ces mouvements de va-et-vient, donc les systèmes de vents s'enroulent, horizontalement et cela crée la structure très particulière des circulations

atmosphériques de nos latitudes. La force de Coriolis est toujours perpendiculaire à la direction

des vents dominants. Donc, si l'on est autour d'un minimum de pression, il se crée un équilibre

géostrophique.

L'équilibre géostrophique = équilibre entre la force de Coriolis qui dévie les vents vers la droite et

la force de gradient de pression qui les ramène vers l'intérieur de la dépression. Cet équilibre fait que le mouvement suit presque exactement les lignes d'égale pression : aux latitudes moyennes, les mouvements sont quasi horizontaux et se font autour des minima de pression (ou des maxima), en tournant autour. Les cartes d'iso-pression permettent donc très bien de décrire les écoulements atmosphériques aux latitudes moyennes.

15 C'est cet écoulement, fondamentalement différent des cellules des basses latitudes, qui assure le

transport de l'énergie des zones tropicales vers les régions polaires.

La thermocline est une barrière de densités s'opposant au mélange vertical turbulent. En raison du

régime d'alizés, la distribution des températures est dissymétrique avec une remontée d'eau "

froide » en surface à l'est du bassin et une accumulation d'eau chaude à l'ouest.

Jusqu'à présent, les phénomènes ont été décrits sans tenir compte des continents. Or, on sait que

la planète est loin d'être régulière en longitude. Ces dissymétries conduisent au fait que les cellules

sont organisées aussi en longitude. On peut par des schémas simples, comprendre les effets de cette irrégularité en longitude.quotesdbs_dbs19.pdfusesText_25

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