Desktop versionMobile Version
OpenEdition Books

Le climat à découvert

 | 
Catherine Jeandel
, 
Rémy Mosseri

Première partie. Le système climatique

4. L’atmosphère

Frank Roux

Volltext

1L’atmosphère se compose de plusieurs couches résultant de trois modes de chauffage (figure 1). À la surface de la Terre, le Soleil réchauffe les continents et les océans. La température diminue ainsi avec l’altitude dans la « troposphère* » qui s’étend jusqu’à 8 à 18 km, selon la saison et la latitude. C’est dans cette partie basse de l’atmosphère, qui contient 80 % d’air, que se situe le théâtre de la météorologie. En effet, la diminution verticale de la température favorise le développement d’instabilités. Vient ensuite la « stratosphère* », zone qui s’étend jusqu’à 50 km et dans laquelle la température augmente avec l’altitude. L’air y est plus rare, il représente 20 % de la masse totale. Entre 30 et 50 km, le rayonnement* ultraviolet est absorbé par la dissociation de l’oxygène et la formation d’ozone. Cette partie plus stable de l’atmosphère est le lieu de processus radiatifs, chimiques et dynamiques où les échanges horizontaux prédominent. La température diminue de nouveau lorsque l’on atteint la « mésosphère », de 50 à 80 km, puis croît dans la « thermosphère » au-dessus de 80 km. La répartition en masse est très inégale car ces deux zones ne représentent plus que 0,1 % de la masse totale d’air. La mésosphère et la thermosphère sont le domaine des traînées d’étoiles filantes et des aurores boréales. Au-delà de 80 km d’altitude, les particules et le rayonnement énergétiques émis par le Soleil brisent les molécules de l’air et ionisent les atomes.

Fig. 1 – Répartition verticale moyenne de la température et de la pression dans l’atmosphère terrestre

Le bilan d’énergie

2Le Soleil est la source d’énergie de l’atmosphère. Après soustraction de la part réfléchie par les nuages, l’atmosphère, les océans, les continents et les glaces (30 % environ du rayonnement incident), l’apport énergétique global moyen est d’environ 235 Watts par mètre carré. La Terre rayonnant la même quantité d’énergie pour que se maintienne l’équilibre thermique, la température moyenne en surface devrait être d’environ -18 °C La différence avec la valeur observée, proche de +15 °C, quantifie l’« effet de serre* » atmosphérique. En effet, compte tenu de la température de la surface, l’émission du rayonnement terrestre s’effectue dans l’« infrarouge thermique », domaine dans lequel la vapeur d’eau, le dioxyde de carbone, le méthane, l’ozone, l’oxyde nitreux, etc. possèdent de nombreuses raies d’absorption. L’atmosphère, qui absorbe cette énergie, s’échauffe et la réémet vers l’espace et la surface, conférant à celle-ci une température de 33 °C supérieure à ce qu’elle serait sans cette pellicule protectrice.

3L’équilibre énergétique n’est pas uniforme sur la planète. La rotondité de la Terre implique que les rayons solaires interceptent une surface d’autant plus grande que la latitude est élevée, apportant ainsi moins d’énergie par mètre carré. Les contrastes journalier et saisonnier modulent également l’apport énergétique. La capacité thermique de la surface, plus grande pour l’eau que pour les terres, détermine la rapidité et l’ampleur de la réponse en température aux variations de l’apport en énergie. Ces contrastes énergétiques entretiennent la circulation de l’atmosphère et de l’océan.

Équilibres vertical et horizontal

4L’équilibre « hydrostatique » de l’atmosphère résulte de la neutralisation des forces verticales de pesanteur et de pression. La force de pression attire les fluides vers les zones de basses pressions. Comme la pression atmosphérique diminue avec l’altitude, une force verticale de pression attire l’air vers l’espace, ou la pression est nulle. Mais la force de pesanteur attire tous les corps matériels vers le centre de la Terre. Donc, l’air est également attiré vers la surface. À l’équilibre « hydrostatique », les 2 forces se compensent exactement : si l’on considère une tranche d’atmosphère d’épaisseur quelconque, la force verticale de pression dirigée vers le haut, due à la diminution verticale de pression entre la base et le sommet de la tranche, est exactement compensée par la force verticale de pesanteur dirigée vers le bas, due a la masse de l’air compris dans cette tranche. La pression moyenne au niveau de la mer est de 1 013,25 hectopascals (hPa), correspondant au poids d’environ 10 340 kilogrammes d’air au-dessus de chaque mètre carré. La pression est de 500 hPa vers 5 500 mètres d’altitude, 100 hPa vers 15 kilomètres, 10 hPa vers 30 kilomètres, 1 hPa vers 50 kilomètres.

5La « force de Coriolis* » s’applique aux corps en mouvement dans un référentiel en rotation. Elle est perpendiculaire à l’axe de rotation et à la direction du déplacement. Sur Terre, cette force provoque une déviation des vents vers la droite dans l’hémisphère Nord, et vers la gauche dans l’hémisphère Sud. Son intensité dépend de la latitude : elle est nulle à l’équateur et maximum aux pôles. L’équilibre « géostrophique* » résulte de la neutralisation des forces horizontales de pression et de Coriolis. Le « vent géostrophique » induit une force de Coriolis compensant exactement la force horizontale qui attire l’air vers les basses pressions. Il suit les isobares, lignes d’égales pressions, et laisse dans l’hémisphère Nord les basses pressions à gauche et les hautes pressions à droite (et inversement dans l’hémisphère Sud).

6À partir des équilibres hydrostatique et géostrophique, on déduit l’« équilibre du vent thermique » entre la variation verticale du vent et la variation horizontale de température dans la direction perpendiculaire. Dans la troposphère, la diminution de température de l’équateur aux pôles est associée, dans les régions tempérées des deux hémisphères, à des vents d’ouest d’intensité croissante avec l’altitude (figure 2).

La circulation atmosphérique globale

7Si la Terre ne tournait pas sur elle-même, la circulation atmosphérique serait plus simple. L’air chaud ascendant aux basses latitudes plus chaudes se dirigerait en haute troposphère vers les pôles plus froids, d’où il redescendrait vers la surface. Dans les basses couches, l’air froid serait entraîné vers l’équateur. Si cette circulation s’observe aux latitudes tropicales, la branche descendante ne se produit pas aux pôles, mais plutôt vers 30° nord et sud, où se trouvent les anticyclones permanents et les grands déserts de la planète. La rotation de la Terre est à l’origine de cette différence.

8Comme conséquence de la conservation du moment angulaire de la Terre lors des mouvements atmosphériques, un déplacement vers les pôles s’accompagne d’une augmentation du vent d’ouest. Mais il ne peut croître démesurément, car la dissipation turbulente* limite son intensité, ce qui restreint le déplacement à environ 30° de latitude. Réciproquement, un mouvement vers l’équateur produit une diminution du vent zonal (le long des latitudes), qui peut acquérir une composante d’est. C’est le cas des « alizés », qui soufflent en basse troposphère d’est en ouest sous les tropiques, avec une composante de nord-est dans l’hémisphère Nord, et de sud-est dans l’hémisphère Sud.

Fig. 2 – Dans l’hémisphère Nord, la diminution de la température de l’air vers le nord (T1 < T2 < T3) est associée, par l’équilibre du vent thermique, à une augmentation de la vitesse des vents d’ouest avec l’altitude

9Aux moyennes latitudes, les vents d’ouest sont sujets à des instabilités générant des ondulations qui s’amplifient en tourbillons larges de plusieurs milliers de kilomètres. Ces ondulations de la circulation d’ouest sont la cause de l’alternance d’épisodes de « beau temps » calmes, secs et ensoleillés au sein des régions anticycloniques, et de « mauvais temps » dans les zones cycloniques où se développent des perturbations accompagnées de coups de vent, de nuages et de précipitations. Elles contribuent à la redistribution d’énergie par l’alternance de flux d’air chaud venant des régions subtropicales et d’air froid arrivant des zones polaires.

Literaturverzeichnis

Référence bibliographique

S. MALARDEL - Fondamentaux de Météorologie, Cepadues Éditions, 2005.

Abbildungsverzeichnis

Bildunterschrift Fig. 1 – Répartition verticale moyenne de la température et de la pression dans l’atmosphère terrestre
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/11326/img-1.jpg
Datei image/jpeg, 62k
Bildunterschrift Fig. 2 – Dans l’hémisphère Nord, la diminution de la température de l’air vers le nord (T1 < T2 < T3) est associée, par l’équilibre du vent thermique, à une augmentation de la vitesse des vents d’ouest avec l’altitude
URL http://books.openedition.org/editionscnrs/docannexe/image/11326/img-2.jpg
Datei image/jpeg, 69k

Autor

Physicien de l’atmosphère, Professeur des universités, Directeur du LA, Toulouse.
frank.roux@aero.obs-mip.fr

© CNRS Éditions, 2011

Nutzungsbedingungen http://www.openedition.org/6540