Cours Météorologie cours 1 PDF

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cours de météorologie enseigné dans l'UE CAU (climat atmosphère univers)...

Description

Météorologie élémentaire

F. Minvielle TD Groupe 62 P5 / bureau 364 [email protected] P. Dubuisson TD Groupe 61 P5 / bureau 333 [email protected] Laboratoire d’Optique Atmosphérique http://www-loa.univ-lille1.fr L’ouragan Isabel, le 17 septembre 2003 (source MODIS/NASA)

Météorologie élémentaire 1. Introduction : la météo ou le climat ? 2. L’atmosphère et son bilan radiatif 3. Thermodynamique de l’air humide 4. Dynamique de l’atmosphère 5. Observation et prévision du temps (Front et masse d’air)

Chapitre 1 Introduction

Introduction Préoccupations sociétales liées aux phénomènes climatiques ou météorologiques

Culture générale en géophysique

Échelles de temps – termes de référence Météo ou climat ? pas les mêmes phénomènes physiques:

q฀  Temps météorologique

q฀  Climat

•  Conditions spécifiques à un endroit Les conditions moyennes et leur et à un instant variabilité (incluant les extrêmes)

•  variations : minutes à la semaine – la période de temps pour laquelle un évènement peut être prévu •  Evolution diurne •  le cycle jour – nuit •  24 heures

•  saisonnier •  annuel •  décennal •  séculaire

•  minuit à midi à minuit

•  Age – comme Age glaciaire •  Epoque – comme Holocène •  Période – comme Quaternaire

• Thermodynamique de l’air humide, convection, dynamique des masses d’air, vents, précipitations, etc.

• Rayonnement, impact des gaz, aérosols et nuages, activité solaire, paramètres astronomiques, etc.

Pour la petite histoire •  IVe siècle avant J.-C : Aristote traité intitulé Meteorologiae au sujet de «!l’étude des éléments de l’air ou des météores!». •  1500 : Léonard de Vinci invente la girouette •  1641 : Galilée invente le thermomètre •  1643 : Torricelli invente le baromètre à mercure •  1655 : Premiers relevés météorologiques, effectués à Florence. Des relevés continus ne seront effectués qu'à partir de 1706 à l'université d'Utrecht. •  1854 : Le Verrier jette les bases de la météorologie française, fondée sur un réseau de treize stations Définition nouvelle : météorologie = étude de l’ ’ensemble des phénomènes atmosphériques, ou “physique de l’atmosphère”. •  1878 : Création en France du premier organisme de météorologie nationale. La même année, 32 pays réunis à Vienne créent l'Organisation Météorologique Internationale

Pour la petite histoire • 1945 : Création de l'Organisation Météorologique Mondiale (OMM), organisation spécialisée de l'ONU, •  pour définir un système d'échanges, complet et rapide, des renseignements météorologiques entre tous les États membres + grande avancée grâce à l'ère de l'électronique et de l'informatique •  1960 : Mise en orbite du premier satellite météorologique (Tiros I, USA). Aujourd'hui, plus de 150 satellites ont été lancés. Météosat est le satellite européen d'observation.

Pour la petite histoire •  Aujourd’hui : •  Développement de la communication des données météo grâce à l'informatique et à la télétransmission de données. •  Les prévisions sont nécessaires pour les entreprises dont l'activité dépend des conditions météorologiques (aviation, marine, agriculture, travaux publics, services hydroélectriques, etc.). •  Mais : •  Difficulté : maîtrise du temps météo + phénomènes thermodynamiques, cela malgré l’évolution de l’informatique. •  Pourquoi ? • La météorologie repose sur l'observation régulière des phénomènes météorologiques et sur l'étude des lois qui régissent les gaz de l'atmosphère, leurs changements d'état et leurs mouvements -> équations non linéaires •  Les principaux facteurs observés sont : •  la pression atmosphérique, •  la température,

l'humidité, le vent, •  les précipitations, •  les nuages. •  • 

=> Ce sont donc les bases de ces processus qui sont décrites dans ce cours.

Chapitre 2 Description de l’atmosphère

Description de l’atmosphère • 

Fine pellicule, d’épaisseur inférieure à 1% du rayon terrestre.

• 

Constituée d’une masse d’air d’environ 5.1018 kg dont 80% est contenue dans les dix premiers kilomètres d’épaisseur.

• 

9/10 de la masse de l’atmosphère en dessous de 16 km. 99,9% de l’atmosphère en dessous de 55 km.

• 

Pas de limite supérieure bien définie. La présence des gaz atmosphériques se fait sentir vers 130 km d’altitude (rentrée des engins spatiaux dans l’atmosphère)

Nous sommes plus près de l’espace que de Dunkerque !!!!

Composition de l’atmosphère Constituants constants Constituant

’air sec % (volume) d’

Azote (N2)

78,08

Oxygène(O2)

20,95

Argon (Ar)

0,93

Néon (Ne)

0,0018

Hélium (He)

0,0005

Hydrogène (H2)

0,00006

Xénon (Xe)

0,000009

Constituants variables Gaz (ou particules)

% (volume)

Vapeur d’eau (H2O)

0,01 à 5

Dioxyde de carbone (CO2)

0,003

Méthane (CH4)

0,00017

Oxyde nitreux (N2O)

0,00003

Ozone (O3)

0,000004

Aérosols (poussières, …)

0,000001

Chlorofluorocarbones (CFC)

0,00000002

Stratification verticale de l’atmosphère Relation pression - altitude Equation hydrostatique:

dp = -ρgdz

Avec la loi des gaz parfaits et en intégrant, on obtient pour une atmosphère isotherme et g constant (ce qui est vrai à 1% près jusqu’à 30 km d’altitude) la relation:

& z# p = p 0 exp $ − ! % H" avec pour des conditions standards

H=

Ra T RT ≈ 8km = Mg g

H est appelée l’échelle de hauteur. N.B.: ces équations ont été vues en physique et seront revues en TD

Stratification verticale de l’atmosphère Structure thermique de l’atmosphère

« Inversions » de température

Particules atmosphériques

Les nuages et aérosols atmosphériques Nuages: ensemble de particules d'eau à l'état liquide (nuages de gouttelettes) ou à l'état solide (nuages de cristaux de glace ou de neige).

Aérosols: ensemble de fines particules, solides ou liquides, en suspension dans l’air.

Bilan radiatif terrestre Energie solaire: Principale source d’énergie du système climatique (atmosphère + surfaces océaniques et terrestres)

Bilan d’énergie du système climatique = bilan radiatif terrestre = échanges radiatifs d’énergie entre le soleil - la surface - l’atmosphère

Le soleil : principale source d’énergie du système climatique Comment se font les échanges ? Quel rayonnement est mis en jeu ?

Processus Radiatifs

Diffusion / Réflexion: pour une planète, on peut définir l’albédo planétaire α : α = Er / E i , le rapport de l’énergie réfléchie sur celle incidente. Absorption: caractérisée par la loi de Beer-Lambert, qui s’écrit pour une longueur d’onde donnée:

I = I0 exp (- δa), avec δa l’épaisseur optique d’absorption du milieu (capacité d’absorption du milieu) . L’énergie absorbée est alors transformée en énergie thermique pour le milieu, qui va alors émettre un rayonnement dans une direction donnée selon la loi de Planck.

Processus Radiatifs Emission: loi de Planck Tout corps émet un rayonnement spectral, en fonction de sa température. Sur la figure ci-dessous, en fonction de la longueur d’onde en μm: En rouge: énergie rayonnée dans les courtes longueurs d’onde par la surface du Soleil à ≈ 6000 K. En bleu/vert: celle rayonnée dans les grandes longueurs d’onde par la surface de la Terre pour des températures extrêmes.

Processus Radiatifs Quelques grandeurs radiatives: Q: énergie transportée par le rayonnement (en J) Φ = dQ/dt: flux radiatif ou puissance radiative (en W) M= dΦ/dS: densité de flux radiatif (en W.m-2) ⇒  La densité de flux radiatif M émise par seconde, par unité de surface et sur l’ensemble du spectre est donnée par la Loi de Stefan-Boltzmann: ⇒  M = σ T

4

(en W.m-2), avec σ = 5,67 10-8 W.m-2.K-4

N.B.: A noter que la fonction de Planck exprime une luminance en W.m-2.sr Rappel.: un watt correspond à un joule / seconde.

Processus Radiatifs Illustration :

image enregistrée dans le domaine visible

image enregistrée dans le domaine infrarouge thermique

Bilan radiatif terrestre Le soleil : principale source d’énergie du système climatique

Soleil: corps noir avec une température de surface ~6000K

Corps noir: objet qui absorbe tout le rayonnement incident et qui émet un rayonnement thermique à toutes les longueurs d’onde. Le système Terre-atmosphère n’est pas un corps noir: •  30% en moyenne de l’énergie solaire reçue est réfléchie (α = 0.3). •  70% de cette énergie solaire est absorbée. •  émission d’un rayonnement dans la partie infrarouge thermique du spectre (λ ≈ 10 µm) proportionnellement à sa température (T ≈ 255K)

Processus Radiatifs Quelques grandeurs radiatives:

Q: énergie transportée par le rayonnement (en J) Φ = dQ/dt: flux radiatif ou puissance radiative (en W) M= dΦ/dS: densité de flux radiatif (en W.m-2) ⇒  La densité de flux radiatif M émise par seconde, par unité de surface et sur l’ensemble du spectre est donnée par la Loi de Stefan-Boltzmann: ⇒  M = σ T

4

(en W.m-2), avec σ = 5,67 10-8 W.m-2.K-4

N.B.: A noter que la fonction de Planck exprime une luminance en W.m-2.sr Rappel.: un watt correspond à un joule / seconde.

Processus Radiatifs Illustration :

image enregistrée dans le domaine visible

image enregistrée dans le domaine infrarouge thermique

Bilan radiatif terrestre Le soleil : principale source d’énergie du système climatique

Soleil: corps noir avec une température de surface ~6000K

Corps noir: objet qui absorbe tout le rayonnement incident et qui émet un rayonnement thermique à toutes les longueurs d’onde. Le système Terre-atmosphère n’est pas un corps noir: •  30% en moyenne de l’énergie solaire reçue est réfléchie (α = 0.3). •  70% de cette énergie solaire est absorbée. •  émission d’un rayonnement dans la partie infrarouge thermique du spectre (λ ≈ 10 µm) proportionnellement à sa température (T ≈ 255K)

Bilan radiatif terrestre d

Luminosité du Soleil Ps : Puissance totale émise par le soleil dans toutes les directions et toutes les longueurs d’onde. Densité de flux radiatif émise par le Soleil : Ms=σT4 (W/m2) Luminosité du Soleil: Ps =Es*4πRs2 (W)

Constante solaire F0 : puissance reçue au sommet de l’atmosphère par une surface de 1 m2 perpendiculaire aux rayons du Soleil.

F0 = Ps /4πd2 (W/m2), avec d entre la distance entre la Terre et le Soleil. F0 est de l’ordre de 1361 W/m2

Bilan radiatif terrestre Bilan radiatif sous l’hypothèse d’une Terre homogène: Écrire que

énergie perdue = énergie gagnée (reçue), ce qui revient à écrire que énergie émise = énergie absorbée Sachant que l’énergie qui participe à l’éclairement de la Terre (gagnée) est le rayonnement solaire intercepté par la Terre, on trouve alors que la température moyenne à la surface de la Terre est donnée par (voir TD):

T=

4

(1− α ) F0 4σ

A.N. : T ≈ 255 K (-18°C)

Rayonnement infrarouge émis

Bilan radiatif terrestre Mais T observée est environ 15°C

Que manque-t-il à ce modèle simple de bilan d’énergie?

L influence de l atmosphère sur le rayonnement: L’effet de serre : forte absorption du rayonnement dans l’infrarouge par les gaz et les nuages. L’effet parasol: réflexion du rayonnement solaire par les nuages et aérosols

• Stockage de l’énergie et son transport: La “circulation générale” de l’atmosphère et des océans • Effet de la latitude: Température non homogène à la surface de la Terre

Bilan radiatif terrestre Bilan énergétique global du système Terre-atmosphère

=> En surface, équilibre énergétique non assuré avec seulement l’apport radiatif: Flux de chaleur sensible (chaleur sèche ; celle qui est mesurée par un thermomètre) : conduction et convection Flux de chaleur latente : la chaleur latente est celle requise pour faire passer une substance d’un état à un autre De la chaleur peut être ajoutée ou enlevée à une substance sans modifiée sa température (ex : évaporation / condensation) N.B.: La valeur de 342 w/m2 est approximativement la valeur moyenne annuelle du flux solaire reçu au sommet de l’atmosphère.

Bilan radiatif terrestre Mais attention: l’analogie avec une serre de jardinier est limitée, car celle-ci bloque avant tout la convection émission solaire rption par les parois et émission

convection

Dans une serre de jardinier, on observe avant tout l’absorption du rayonnement par le CO2.

absorption par le CO2 , donc T ì฀

émission

sol

Bilan radiatif terrestre Répartition spatiale de l’énergie à la surface de la Terre:

Plus les rayons sont inclinés, plus l’énergie dispensée est répartie sur une grande surface et plus les apports d’énergie / unité de surface sont faibles.

Bilan radiatif terrestre

Le soleil : la source d’énergie de la Terre au fil des saisons

Soleil haut (été) => plus d’énergie Soleil bas (hiver) => moins d’énergie L’inclinaison de la Terre est importante !

Hiver HN

Equinoxe

Bilan radiatif terrestre

Le soleil : la source d’énergie de la Terre au fil des saisons

Été HN...