PHYSIQUE ET CHIMIE DE

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PHYSIQUE ET CHIMIE DE L' ATMOSPHERE

MOYENNE

Guy BRASSEUR

lngenieur-physicien Ooc teur en Sciences Appliquees

MASSON

Paris New York Barcelone Milan Mexico Rio de Janeiro

1982

(3)

Photo de courverture ·

Photographie de I' atmosphere prise au moment du coucher du soleil

a

partir d'un ballon situe

a

37 km

d'altitude. Ce cliche fail appara1tre la diffusion de la lumiere sous l'effet des aerosols emis en partie par

!'eruption volcanique du Mont Saint-Helens aux Etats-Unis. D'apres Ackerwen

et al,

Nature, 292, 587, 1981

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MASSON

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TORAY MASSON

S.A.

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MASSON EDITORES

EDITORA MASSON Do BRASIL Ltda

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Masson, Paris, 1982 ISBN 2-225- 77033-6

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Via Giovanni Pascoli 55, 20133, Milano Dakota 383, Colonia Napoles, Mexico 18 DF Rua da Ouitanda, 20/S. 301, Rio de Janeiro, R.J

(4)

Avant-propos

L 'importance des problemes ecologiques n'est plus a demontrer.

Parmi ceux-ci, les questions relatives a la stabilite de I 'atmosphere presentent une importance considerable . La rupture d'equilibres phy- siques et chimiques, souvent precaires dans !'atmosphere, sous l'effet de multiples activites humaines, pourrait, en effet, modifier profon- dement !'evolution de la vie sur Terre.

De nombreux travaux ont ete consacres aux effets locaux de la pollution, mais les problemes lies a l'etat global de !'atmosphere ap- paraissent comme etant de plus en plus importants . Les couches atmo- spheriques sont, en effet, vulnerables aux emissions artificielles de gaz avec des implications possibles sur la composition chimique de !'air, sur la structure thermique de l'atmosphere et finalement sur le climat.

Le developpement des techniques spatiales a permis une investiga- tion methodique de )'atmosphere superieure et moyenne. L'interet scientifique de telles recherches s'est considerablement accru depuis une dizaine d'annees . L'objet de cet ouvrage est de presenter Jes notions de base qui doivent permettre de mieux comprendre la physique et la chimie de !'atmosphere dans la region situee entre 10 en 100 km d'alti- tude. Le lecteur pourra ainsi aborder des etudes specialisees en s'appuyant notamment sur Jes references bibliographiques qui accompagnent chacun des chapitres .

Ce livre s 'inscrit dans le cadre d 'un travail mene a l 'Institut d'Aeronomie Spatiale de Belgique, au sein d'une equipe constituee et dirigee par le Professeur Marcel Nicolet, l'un des plus eminents specialistes mondiaux des problemes de la haute atmosphere.

Je voudra is remercier toutes celles et ceux qui ont participe a la

preparation de ce livre. Et tout d'abord M. Henri Lebegue qui, pendant plusie urs mois e t avec une grande minutie, s'est consacre a la mise au point technique de cette edition. J e remercie egalemen t Mmes S.

Solomon, J. Lenoble et C. Nicolis ainsi que MM . P. Simon, E. Arijs, D.

Cariolle, C. Muller et W. Peetermans pour les conseils judicieux qu 'ils m'ont donnes et les remarques pertinentes qu 'ils ont formulees. Ma gratitude s'adre sse enfin a MM. J. Schmitz et A. Simon qui ont realise avec b eaucoup de soin les nombreuses illustrations et a Mmes M . De

Clercq et L. Vastenaekel qui, avec un zele infatigable, ont dactylo- graphie !'ensemble du texte.

Bruxell es, le 30 novembre 1981. G. B.

(5)

Table des matieres

1. L'atmosphere moyenne et son evolution 1 _ 1 _ Introduction .

1.2. Evolution de !'atmosphere terrestre.

1.3. Perturbations possibles .

1 2 3 2. Structure et dynamique de /'atmosphere moyenne. . . . . . . . . . . . . . . . . 9

2.1. Structure -.rerticale de !'atmosphere . 9

2.2. Dynamique de !'atmosphere moyenne 12

2. 2. 1. Description des caracteristiques fondamentales de la dynamique

atmospherique . 1 2

2.2.2. Les equations de la dynamique atmospherique 30 2. 2. 3. Les modeles de la circulation generate. 36 2.2.4. Parametrisation de la dynamiq ue dans les mode/es aeronomiques

de !'atmosphere moyenne 42

3. Le rayonnement dans /'atmosphere moyenne. . . . . . . . . 55

3. 1. Introduction _ 55

3.2. Le rayonnement so laire aux confins de !'atmosphere 59 3. 2. 1. Le Soleil assimile a un corps noir ... . ... _ 61 3.2.2. Le spectre so/aire observe_ _ . . . . . . . . . 63 3.3. L'attenuation du rayonnement solaire dans !'atmosphere . . . . . . . . 66

3. 3. 1. L 'absorption . . 66

3.3.2. La diffusion par /'air et les particules. . 73

3 .4. La theorie du transfert radiatif 77

3.4. 1. Equations generates . _ 77

3.4.2. Resolution de /'equation de transfert radiatif aux longueurs d'onde

inferieures a 4 µm 84

3.4. 3. Resolution de /'equation de transfert radiatif aux longueurs d'onde

superieures a 4 µm 85

3. 5. Les actions thermiques du rayonnement . 89

3. 5. 1. Le rechauffement par absorption du rayonnement . 89 3.5.2. Le refroidissement par emission radiative_ .... _ . . . 91 3.5.3. Bi/an thermiqu e dans !'atmosphere moyenne . . . . . 94

3.6. Les actions photochimiques du rayonnement 97

3. 6. 1. Generalites . . 9 7

3.6.2. La section efficace d'absorption des principales molecules atmos-

pheriques . 100

3.6.3. Ca/cul des coefficients de photodissociation . . 140 4. Composition et chimie de I' atmosphere moyenne . . . .

4. 1. Generalites. . ... . . .... . . . . . .. . . . . . 4.2. Les composes de l'oxygene .

4.3. Les composes du carbone . . . .. . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . .. _ 4.4. Les composes de l'hydrogene . _ ... . ... .. _ .... . .... . .... . .. . . . 4.5. Les composes de l' azote ... .. ... .

4.6. Les composes du chlore

4. 7. Les autres composes halogenes .

4.8. Les composes du soufre et la formation des aerosols . .. .. .. . .. . .. . . 4 . 9. Bilan general de I' ozone .

5. Les ions dans /'atmosphere moyenne 5.1. Introduction .

153

153

155

172

185

202

223

233

237

243

259

259

(6)

VIII 5.2.

5.3.

5.4.

5.5.

La formation des ions dans I' atmosphere moyenne . 5.2.1. L'action du rayonnement solaire

5.2.2. L'action des particules energetiques

5.2.3. Comparaison des differents processus d'ionisation.

Chimie des ions positifs

5. 3. 1. Les ions positifs dans la region E.

5.3.2. Les ions positifs dans la region D 5.3.3. Les ions positifs dans la stratosphere Chimie des ions negatifs

5.4. 1. Les ions negatifs dans la region D.

5.4.2. Les ions negatifs dans la stratosphere ..

L'impact des reactions ioniques sur les constituants neutres

Table des matieres

264

264

270

278

279

279

283

287

292

292

297

300

Index alphabetique . . . 311

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, ,

Bibliographie ouvrages generaux

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WHITTEN, R.C. et I.G. POPPOFF, Fundamentals of Aeronomy, John Wiley and

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t:f'\ L'atmosphere moyenne et son· evolution

1.1. INTRODUCTION

Depuis toujours, les etres humains se sont interesses a !'atmo-

sphere, a ses caracteristiques, a ses manifestations, a ses perturba- tions. Cette enveloppe de gaz, qui entoure la Terre et qui est retenue par la gravite, constitue une zone de transition entre la partie solide et liquide de notre planete et le Cosmos.

La partie inferieure de !'atmosphere est etudiee de maniere perma- nente depuis de tres nombreuses annees dans le cadre des programmes meteorologiques ou des recherches consacrees a l'environnement ter- restre. D'autre part, le developpement des fusees et des satellites a permis, depuis pres de 25 ans, !'investigation de !'atmosphere supe- rieure et le developpement d'un domaine nouveau de la recherche.

La region intermediaire qui s'etend entre 10 et 100 km d'altitude et que l'on denomme aujourd'hui atmosphere moyenne, est plus difficilement accessible a l'observation et n'est etudiee systematiquement que depuis 10 a 15 ans. L 'objet de cet ouvrage est de presenter quelques elements de base a propos de cette couche de !'atmosphere, particulierement vulnerable aux perturbations exterieures, qu'il s'agisse des variations de l'activite solaire ou des emissions de gaz produits par l'homme au niveau du sol ou meme en altitude. Le probleme de la stabilite de l'ozone, dont le maximum de concentration est situe entre 20 et 25 km d 'altitude, se situe au centre des preoccupations, compte tenu de !'im- portance de ce gaz pour la protection de la vie sur 'Terre.

II est de coutume, dans l 'etude des atmospheres planetaires, de distinguer les problemes dynamiques et thermodynamiques qui constituent une partie de la meteorologie et Jes aspects chimiques et photochimiques qui s 'inserent dans le cadre general de l 'aeronomie.

Mais ii apparait aujourd 'hui que Jes interactions entre ces differentes

disciplines jouent un role tres important et un effort de synthese entre

les problemes dynamiques, chimiques et radiatifs s'avere necessaire,

surtout dans la region atmospherique qui retient notre attention.

(10)

2 L'atmosphere moyenne et son evolution 1.2. EVOLUTION DE L'ATMOSPHERE TERRESTRE

L 'atmosphere terrestre a profondement evolue au cours du temps . A l 'origine, elle fut probablement tres reductrice, comme les atmo- spheres actuelles des planetes exterieures (Jupiter et Saturne), et devait contenir des gaz tels que l 'hydrogene, I 'helium, le methane, l'ammoniac, la vapeur d'eau . Au moment ou la croute terrestre s'est solidifiee, il y a quelques 4, 5 a 5 milliards d 'annees, cette premiere atmosphere s 'est profondement transformee sous l 'effet probable de l'activite volcanique sans doute considerablement plus intense qu 'aujourd 'hui.

Si on s'en refere aux roches sedimentaires datant d'il y a plus de 3 milliards d 'annees, ce process us de formation a conduit a une atmo-

sphere riche en dioxyde de car bone, con tenant egalement des composes hydrogenes comme le methane et la vapeur d 'eau mais pratiqueme nt sans oxygene. Le dioxyde de car bone se serait progressivement dissous dans les oceans. Le probleme de l 'apparition de l 'oxygene n 'est pas encore totalement resolu. Si une certaine quantite de o 2 a pu provenir de

!'hydrosphere, en particulier par dissociation de la vapeur d'eau suivie de !'ejection de l'hydrogene dans l'espace, ii faut cependant rechercher d'autres sources d'oxygene plus in tenses. Peut-etre Jes microorganismes qui ont constitue les premieres manifestations de la vie en milieu anae- robe, ont-ils contribue a reduire la quan tite de composes hydrogenes et

a accroitre la teneur en oxygene. Cette evolution s'est cependant ac- centuee par la photosynthese biologique qui s'est manifestee en meme temps que ! 'apparition des p!antes vertes. Compte tenu de la relation reciproque entre la biomasse et la quantile d'oxygene, ii est difficile de connaitre avec precision !'evolution de la production de o 2 , d 'autant plus qu'il faut tenir compte de !'apparition simultanee d'ozone , forme a

partir de la photodissociation de l'oxygene moleculaire par !'ultraviolet

solaire et constituant pour les etres vivants une protection permettant

le developpement accelere de ceux-ci. Ainsi, ii existe des relations tres

profondes entre la biosphere, ] 'hydrosphere, la lithosphere et I 'atmo-

sphere qui peuvent se mesurer par le temps caracteristique des cycl es

d'echange : 2 millions d'annees pour la vapeur d'eau qui passe par les

plantes et Jes animaux; 10 000 ans pour l 'oxygene et 10 a 15 ans pour

le passage du dioxyde de carbone par la biomasse. L'azote n'est pas

utilise directement par J es etres v ivants mais ii est cependant fixe par

(11)

Perturbation possibles 3 un certain nombre d 'organismes dans l 'ensemble ecologique. Nous verrons ulterieurement que l'activite humaine peut alterer certains de ces equilibres.

L'atmosphere de la Terre s'est formee et a evolue dans des con- ditions bien particulieres et tres differentes de celles des planetes voisines, Mars et Venus, entourees d'une enveloppe gazeuse composee a

95 pour cent de dioxyde de car bone. La vie est devenue possible sur la Terre parce qu'une serie de co'incidences se sont presentees : d'abord,

!'existence d'une source exterieure d'energie dont le spectre d'emission correspond en grande partie a l'energie susceptible d'engendrer des reactions photochimiques et ainsi d 'initier un ensemble de process us biochimiques indispensables a l 'entretien de la vie; ensuite une distance entre la Terre et le Soleil telle que notre planere n'intercepte qu'un milliardieme de l'energie emise par le Soleil, ce qui conduit a une tempe- rature moyenne au niveau du sol de l'ordre de 288K (15°C). L'eau a done pu se maintenir a l'etat liquide sans quoi la vie n'aurait pas ete possible.

1.3. PERTURBATIONS POSSIBLES

On voit done que l'etat de !'atmosphere resulte d'interactions com- plexes et que l'etat actuel est susceptible de se transformer a la suite

de perturbations exterieures et, en particulier, du developpement des activites humaines. La modification possible de la composition chimique de ! 'atmosphere avec ses consequences notamment sur le climat constitue

a cet egard un probleme qui retient !'attention de la communaute scienti- fique internationale.

Ainsi, il faut d'abord envisager les effets de la revolution agricole et examiner dans quelle mesure la modification par l'homme de la vegeta- tion sur une grande partie de la surface terrestre a affecte les caracte- ristiques de !'atmosphere. On retiendra d'abord que, dans les regions tropicales (Bresil, Afrique Centrale, Asie du Sud-Est), des zones considerables de foret et de savane sont brulees pour les besoins de

!'agriculture. On estime que 160 000 km 2 de terrains boises sont ainsi detruits chaque annee (Kandel, 1979). La combustion produit une serie d'especes chimiques, en particulier, co

2 , CO, H

2 , N 2 O, NO, NO 2 , COS, CH

3 CJ, qui, apres un certain temps, atteignent les couches de

(12)

4 L 'atmosphere movenne et son evolution

!'atmosphere moyenne et exercent une influence sur le bilan de plusieurs constituants minoritaires. On retiendra ensuite que !'intro- duction des methodes agricoles modernes et, en particulier, I 'usage intensif d'engrais azotes a sensiblement altere le cycle nature! de l'azote en augmentant les possibilites de fixation de cet element sous des for- mes telles que l'ammoniac, les acides amines, les nitrates, etc ... Lars de la denitrification, une partie de l'azote (5 a 20 p.c.) est rejetee dans !'atmosphere sous forme d'une molecule de N 2 o au lieu de N 2 . Comme l'hemioxyde d'azote constitue la principale source de NO dans l'atmosphere moyenne, on peut dire que l'usage des engrais azotes conduit in fine a une acceleration du cycle catalytique de destruction de l'ozone selon les reactions suivantes :

NO+ o

3

N0 2 + o

2 N0 2 + 0

NO+ o

2

En realite, le rythme de fixation de l'azote au niveau du sol n'est pas connu avec grande precision d'autant plus qu'il faut tenir compte a la fois de la contribution de la fixation naturelle, de l'effet des eclairs et des phenomenes de combustion. On estime cependant (Crutzen, 1976;

McElroy et al. , 1976; Hahn et Junge, 1977; Liu et al. , 1977) que la quantite annuelle d'azote fixe biologiquement est de l'ordre de 180 a

260 MT, que la fixation par combustion est comprise entre 20 et 40 MT et que la contribution des engrais azotes etait, en 1975, proche de 40 MT. Comme cette derniere s'accroit a une rythme annuel moyen voisin de 10 pourcent, l'effet de cette source articifielle sur l'ozono- sphere, mise en evidence par Crutzen (1974) et McElroy et al. (1976), pourrait devenir significatif a l'avenir.

L'action des oxydes d'azote dans !'atmosphere moyenne a ete dis-

cutee tres activement apres que Crutzen (1970) et Johnston (1971)

eurent indique que !'injection par Jes moteurs d'avions de quantites

considerables de molecules azotees pourrait alterer profondeinent la

couche protectrice d 'ozone. Des calculs ulterieurs effectues tant en

Europe qu'aux Etats-Unis ont montre que l'effet cause par les avians

dependait directement de !'altitude de vol de ceux-ci : une injection

d 'oxydes d 'azote devrait contribuer a produire de I 'ozone, si elle est

localisee au-dessous de 15 km d'altitude environ, et a en detruire si les

(13)

Perturbations possibles 5 avians volent au-dessus de ce niveau, ce qui ne se produit que dans des conditions relativement exceptionnelles. Les autres injections arti- ficielles d'oxydes d'azote qui soient significatives proviennent des explosions nucleaires in tenses, particulierement nombreuses au cours des annees 50 et 60. A titre d'exemple, la production d'oxydes d'azote par les explosions sovietiques tres intenses de l 'automne 1962 (puissance totale equivalente de 180 MT de TNT) correspondrait a une valeur comprise entre O, 7 et 2, 7 x 10 34 molecules de NO. Ce chiffre doit etre compare aux 4 a 16 x 10 34 molecules de NO presentes entre 10 et 50 km d'altitude (Bauer, 1978), a la production chimique permanente par dissociation de N 2 o (4,5 x 10 34 molecules/an; Johnston et al., 1979) et aux productions de NO par les particules de haute energie emises sporadiquement lors des eruptions solaires.

Les effets de l'activite industrielle et, en particulier, des rejets de gaz dans !'atmosphere doivent egalement etre envisages au moment ou

!'evolution de !'atmosphere et la degradation possible du climat de- viennent des preoccupations universelles. Le probleme le plus connu et sans doute le plus preoccupant est celui du co

2 dont les elements du cycle entre !'atmosphere, la biosphere, !'hydrosphere (oceans) et la lithosphere restent incertains. L 'emission du dioxyde de car bone par combustion des matieres fossi!es (charbon, petrole), qui s'est ajoutee a

la production naturelle par la biosphere, est vraisemblablement respon- sable de l'accroissement de la concentration de co 2 que l'on observe dans !'atmosphere. Ainsi, il semble (Bach, 1976) qu'entre 1960 et 1975, la quantite totale du dioxyde de carbone dans !'atmosphere soit passee de 2, 23 a 2, 47 x 10 12 Tonnes. Une telle augmentation se manifeste sur le bilan thermique de !'atmosphere d'une part par un refroidissement dans ses couches superieures, lie a l'accroissement de !'emission infra- rouge vers l'espace et d'autre part par un rechauffement dans ses couches les plus denses en raison d'une absorption accrue du rayonne- ment infra-rouge emis par le sol et par les gaz atmospheriques (effet de serre). Les modeles globaux indiquent que le doublement de la quantite de co 2 augmenterait la temperature au sol de 2 a 3K, avec un grand nombre de consequences sur la masse glaciere, les precipitations, etc ...

La determination quantitative de l'effet du co

2 est cependant tres diffi-

cile a etablir car elle doit tenir compte d 'interactions et de retroactions

notamment avec les oceans et le systeme biologique. Ainsi, !'observation

montre depuis 1900 une augmentation reguliere de la temperature

(14)

6 L 'atmosphere movenne et son evolution moyenne au sol qui ne s'est plus poursuivie au dela de 1940. Une modification de la temperature dans I 'atmosphere a pour effet d 'alterer les vitesses de reactions chimiques et done la concentration des con- stituants minoritaires. A titre d'exemple, l'accroissement du co

2 entre 30 et 50 km d'altitude devrait conduire a une legere augmentation de la quantite d'ozone . L'effet de perturbations thermiques sur la dynamique atmospherique doit egalement etre envisage.

L'emission dans l'atmosphere de composes du chlore doit egalement retenir !'attention car la destruction de l'ozone peut s'effectuer par le processus catalytique

Cl+ o

3

Cl0 + o

2 Cl0 + 0

Cl+ 0

2 .

L'atome de chlore est present dans un grand nombre de produits in- dustriels qui se dispersent dans l'atmosphere mais la plupart de ceux-ci sont detruits a basse altitude avant de pouvoir penetrer dans !'atmo- sphere moyenne ou se trouve confinee la majeure partie de I 'ozone. Cer- tains constituants produits par l'industrie possedent cependant une duree de vie suffisamment longue pour presenter un danger potentiel considerable; il s'agit essentiellement du tetrachlorure de carbone (CC1

4

ou F-10); du trichlorofluoromethane (CFC1 3 ou F-11), du dichlorodi-

fluoromethane ccr 2 c1 2 ou F-12) et du trichloroethane (CH 3 cc! 3 ) qui

peuvent liberer des atomes de chlore jusqu'a des niveaux eleves de

l'atmosphere moyenne. Les halocarbones industriels sont utilises couram-

ment a des fins diverses, notamment comme gaz propulseurs dans Jes

bombes aerosols, comme solvants ou encore comme fluide conducteur

dans les circuits de refrigeration. La quantite d'halocarbones rejetee

dans l'atmosphere peut etre determinee a partir des donnees de pro-

duction par l 'industrie. Malgre les incertitudes qui existent, on peut

estimer qu'en 1976 par exemple, les taux d'emission pour !'ensemble du

monde ant ete les suivants (voir Bauer, 1978) : 308 kilotonnes de

CFC1 3 , 380 kT de CF 2 c1 2 , 51 kT de CC1 4 , 401 kT de CH 3 Ccl 3 . Sauf

pour le tetrachlorure de carbone dont la production n 'a guere evoluee

depuis 30 ans, le taux d 'injection atmospherique de la plupart des

halocarbones a augmente en meme temps que le developpement industriel

mais s'est cependant stabilise

OU

a meme legerement diminue depuis 1974

(15)

Perturbations possibles 7

a la suite, notamment des mesures de limitation qui ont ete arretees.

L'impact sur l'ozone de ces composes du chlore ne peut etre determine qu'en tenant compte de l'existence du chlorure de methyle CH

3 c1, deja present dans !'atmosphere avant !'ere industrielle. Les valeurs quantita- tives de l'effet de ces perturbations, determinees par une serie de modeles mathematiques, ont evolue sensiblement au fur et a mesure que la valeur des constantes de certaines reactions chimiques fut connue avec davantage de precision. Tous les modeles indiquent que le temps de reponse de !'ozone aux halocarbones industriels est tres long (plusieurs dizaines d'annees) et que la reduction de la concentration d'ozone, en termes relatifs, est la plus importante vers 40 km d'alti- tude. En termes absolus, la diminution de l 'ozone est maximale au- dessous de 30 km. On verra, dans la suite de cet ouvrage, quels sont les mecanismes qui expliquent ces effets mais on retiendra que les halocarbones, qui sont optiquement actifs dans l 'infra-rouge, sont egalement susceptibles de modifier le bilan radiatif de }'atmosphere.

Enfin, }'analyse des perturbations de l'atmosphere moyenne doit faire intervenir les eruptions volcaniques qui produisent des quantites considerables de poussieres fines ainsi que de la vapeur d'eau et des acides du type H

2 so 4 et HCl. Les quantites de gaz emis par Jes vol- cans, leur composition ainsi que l'altitude maximale de !'injection varient avec l'intensite de !'eruption. De tels evenements peuvent alterer sensi- blement le bilan de certaines especes chimiques de }'atmosphere et se marquent particulierement bien dans l'evolution de la quantite des aerosols atmospheriques.

Ainsi, I 'impact des activites humaines sur la structure et la com-

position atmospherique est loin d'etre negligeable meme si, a l'heure

actuelle, les effets ne sont pas considerables. A !'evolution liee au

developpement agricole se sont ajoutees plus recemment les perturba-

tions industrielles dont le rythme de croissance est tres eleve et qui

sont susceptibles d 'alterer l 'ecosysteme et tout specialement I 'atmosphere

terrestre . II s'avere done utile de comprendre le comportement d'une

atmosphere moyenne tres vulnerable aux perturbations exterieures et

susceptible de faire evoluer le climat que nous subissons.

(16)

8 L'atmosphere moyenne et son evolution

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McELROY, M.B., J.W. ELKINS, S.C. WOFSY et Y.L. YUNG, Revs. Geophys . and

Space Phys., 14, 143, 1976.

(17)

9.

(;i:\ Structure et dynamique

2.1. STRUCTURE VERTICAL£ DE L'ATMOSPHERE

L'atmosphere terrestre peut etre representee par une structure en couches que l'on definit a partir de ses caracteristiques thermiques (fig. 2.1). A partir du niveau du sol, on rencontre d'abord la troposphere au sein de laquelle la temperature moyenne decroit regulierement avec !'altitude pour atteindre un minimum qui

140 ~ - - , - - - - , - - - , - - - - , - - - - , - - - , - ,

120

100

,o

20

IONOSPHERE

'

'

1-- - · - · - · -- · - - --- · --- --·-

ME SOPAUSE

MESOSPHERE

- ST RATOPAUSE

HOMOSPHERE STRATOSPHERE

TROPOPAUSE EOUATORIALE:

·- -

-- - - '

TROPOSPHERE

'

I

0 ' - - - ' - - - ' - - - ' - - - _ : : , , . _ - ' - - - L - - ' ' - ' '

100 ISO 200 250 300 350

,oo

TEMPERATURE K

Fig. 2.1. Structure thermique moyenne de l'atmosphere et cou- ches atmospheriques.

definit la tropopause. Celle-ci possede des caracteristiques complexes qui varient avec la latitude: a l'equateur, son altitude moyenne est de 18 km et la temperature correspondante de 190 K . alors que dans les regions polaires son elevation n'est que de 8 km environ et la tempe- rature peut y etre de l'ordre de 220 K. Au-dessus de Ja tropopause, on rencontre Ja stratosphere dans Jaquelle la temperature croit progressive- ment pour atteindre la valeur maximale de 270 K environ a la strato- pause; celle-ci est Jocalisee a 50 km d'altitude environ. Au-dessus de cette zone atmospherique, la temperature decro1t a nouveau jusqu'a 85 km ou elle passe par un nouveau minimum. Cette region porte le nom de mesosphere et sa limite superieure de mesopause. Ces trois couches de

!'atmosphere possedent le meme caractere hydrodynamique et constituent l'homosphere. Les composes fondamentaux N

2 et o 2 y sont en melange

et Ja masse moleculaire moyenne ne varie done pratiquement pas avec

l'altitude.

(18)

10 Structure et dynamique de ! 'atmosphere movenne La reg10n situee au-dessus de la mesopause est appelee therm_2- sphere. La temperature y croit tres rapidement et peut atteindre des valeurs comprises entre 500 et 2000 K selon Jes conditions de l'activite solaire. De plus, les conditions aeronomiques sont progressivement modifiees par rapport a celles des regions inferieures car l'oxygene atomique devient un constituant preponderant. Ainsi, la masse molecu- laire de l'air varie avec !'altitude. C'est pourquoi, par opposition au terme homosphere, la region situee au-dessus de 100 km et caracterisee par une separation des gaz selon leur masse moleculaire porte le nom d 'heterOS£here.

Les parametres atmospheriques qu'il convient de connaitre avant d'entreprendre toute etude aeronomique sont la temperature T, la pression p, la masse volumique p ou la concentration moleculaire n et la nature des constituants .

Les conditions thermiques de !'atmosphere sont determinees par differents processus thermodynamiques lies a la penetration du rayonnement solaire dans !'atmosphere (absorption par les differentes especes chimiques, diffusion par I 'air, les aerosols et les nuages, re- flexion au niveau du sol). La valeur de la temperature depend encore de !'emission radiative des differentes molecules presentes, de la libera- tion ou de !'absorption de chaleur par reactions chimiques ainsi que des echanges lies a la dynamique atmospherique et a des changements d'etat de l 'eau . Elle ne peut done etre determinee qu 'en recherchant toutes les composantes du bilan radiatif dependant directement de la composition de I 'atmosphere. Dans Ja troposphere, la stratosphere et la mesosphere,

!'ozone, le dioxyde de carbone et la vapeur d'eau sont les principales especes optiquement actives.

La pression p de !'air est donnee par !'equation hydrostatique

dp = - p g dz (2. 1)

ou p represente la masse volumique, g ! 'acceleration due a la pesanteur

a !'altitude z . On applique egalement !' equation des gaz parfaits

P = n k T (2.2)

(19)

._Structure verticale de /'atmosphere 11 ou k est la constante de Boltzmann (1,38 x w- 23 JK- 1 ) et ou n represente le nombre volumique de particules (ou la concentration) relie

a p par !'expression

p = n m (2.3)

ou m est la masse moleculaire. En utilisant les relations (_2.2.} et (2.3), ]'equation hydrostatique (2.1) s'ecr'it eans l'h~~osphere, cil d~/m-=-v

- · - ---,- -•-·- -

r

si H est defini par

t,o ) {l( ~J-

1

11.~'\..p· I

ft'·'·'

H _ kT mg

appele l 'echelle de hauteur atmospherique.

(2.4)

. J u ,

Ac ... . .

(

A-P J -~

l•- ,

La distribution verticale de la pression et du nombre volu- mique de l'air est alors donnee respectivement par

et

p(z) = p

0

exp - 1

z

0

z

n

T

- r z

n(z) = ~ exp

T(z) ) z

0

dh H(h)

dh H(h)

(2.Sa)

(2.Sb) ou l 'indice o indique que la grandeur correspondante est determinee a

!'altitude z

0•

Dans les cas ou l'echelle de hauteur varie peu avec !'alti- tude, on ecrit sou vent, avec une approximation suffisante ,

p(z) = p

0

exp J - z : zo J (2.6a)

et \ · .-, .

r z - z J

n(z) = n

0

exp I - ~ . (2.6b)

L'echelle de hauteur atmospherique est, dans l'homosphere, de l'ordre

de (7 ± 1) km; elle indique la difference de niveau qui traduit une

(20)

12 Structure et dynamique de /'atmosphere movenne diminution de la pression ou de la concentration d'un facteur e (= 2,7).

La distribution de tout compose atmospherique peut etre caracterisee de maniere equivalente par sa concentration n(z) ou par une echelle de hauteur H

1 (z). Lorsque cette derniere est egale a l'echelle de hauteur atmospherique H(z), le compose suit les conditions de melange; sa fraction molaire f = n/ntotal est constante avec !'altitude.

Enfin, on intr'oduit souvent en physique atmospherique la temperature potentielle

( p )"

8 = -2 T

p . (2. 7)

si p

0

= 1000 mb est la pression au niveau de reference ou e = T,

K

=

r/cp = 0 ,285, r etant la constante des gaz et c la chaleur specifique

. p

de l'air a pression constante. La temperature potentielle d 'une particule d'air est conservee tout au long de sa trajectoire'l': q~~lqt~- soit son altitude, pourvu que le deplacement soit adiabatique. Il s'agit done d'une grandeur conservative qui sera utile pour etudier la dynamique atmospherique (cf. infra). De plus, comme l'entropie par unite de masse est proportionnelle au logarithme nature! de 8, une surface d 'egale temperature potentielle est aussi une surface isentropique. Le tableau 2 .1 reprend les principaux parametres atmospheriques du modele uni- dimensionnel utilise a l'Institut d'Aeronomie Spatiale de Belgique.

2.2. DYNAMIQ_UE DE L'ATMOSPHERE MOYENNE

2.2.1. Description des caracteristigues fondamentales de la dynamigue atmospherique

Generalites

Depuis de nombreuses annees, des travaux de recherche se sont attaches a approfondir la meteorologie de !'atmosphere moyenne et a

caracteriser la circulation generale de !'air. Mais, la connaissance des

process us dynamiques est loin d'etre complete, en particulier dans le

cas des divers echanges entre les couches atmospheriques.

(21)

Dvnamique de /'atmosphere 13

TABLEAU 2.1.- Parametres physiques de !'atmosphere au-dessous de 100 km d'altitude. Exemple de valeurs moyennes.

Altitude Temperature Echelle de Pression Concentration hauteur atmospherique totale atmospherique

(km) (K) (km) (mb) -3

(cm )

0 274 8,0 1013 ,3 2,68

X

1019

5 247 7,2 525,3 1,54

X

1019

10 219 6,4 252,0 8,32

X

1018

15 211 6,2 113, 1 3,88

X

1018

20 218 6,5 51,3 1,70

X

1018

25 227 6,7 24,0 7,65

X

1017

30 235 7,0 11,S 3,55

X

1017

35 252 7,5 5,8 1,66

X

1017

40 268 8,0 3,0 8, 11

X

1016

45 274 8,2 1,6 4,26

X

1016

so 274 8,2 8,7

X

10-1 2,31

X

1016

55 274 8,2 4, 7

X

10- 1 1,25

X

1016

60 253 7,5 2,5

X

10- 1 7,17

X

1015

65 232 6,9 1,3

X

10- 1 3,91

X

1015

70 211 6,3 5,9

X

10- 2 2,02

X

1015

75 204 6,1 2,6

X

10-2 9,34

X

1014

80 197 5,9 1,2

X

10-2 4,22

X

1014

85 190 5,7 4,9

X

10-3 1,85

X

1014

90 197 5,9 2,1

X

10-'3 7,58

X

1013

95 203 6,1 9,0

X

10- 4 3,20

X

1013

100 209 6,3 4,0

X

10- 4 1,39

X

1013

Les mesures de la distribution de la vapeur d'eau par Brewer

(1949) et de l'ozone par Dobson (1956) ont conduit ces auteurs a pro-

poser !'existence de courants atmospheriques transportant les con-

stituants minoritaires et a etablir ainsi un modele simple de la circu-

lation generale de !'atmosphere inferieure. D'autre part, Murgatroyd et

Singleton (1961), en etudiant la repartition des sources et des puits de

chaleur dans la stratosphere et la mesosphere, ont precise les hypo-

(22)

14 Structure et dynamique de /'atmosphere movenne theses formulees par Brewer et Dobson en proposant un modele atmo- spherique caracterise par des mouvements d'air ascendant au-dessus des regions tropicales et, au sein de la stratosphere, un courant dirige vers Jes regions polaires. Ces auteurs, tout en precisant comme ordre de grandeur des composantes verticale et horizontale du vent moyen

-1 -2 -1

respectivement 10 et 10 cm s , ont envisage d'autres types pos- sibles de transport. La diffusion turbulente a grande echelle (Feely et Spar, 1960; Newell, 1960; 1963; Reed et German, 1965; Gudiksen et al. , 1968) est un phenomene important qu'il a fallu introduire pour expliquer la dispersion des nuages radioactifs consecutifs a I 'explosion des bombes nucleaires. D'autres mecanismes de transport dans I 'atmosphere supe- rieure ont ete discµtes en detail et notamment les ondes de gravite et Jes marees atmospheriques ( Chapman et Lindzen, 1970). De toute fac;on, Jes caracteristiques de la dynamique atmospherique restent ma! definies et de nombreux travaux theoriques et experimentaux devraient per- mettre notamment de mieux comprendre le transport des especes chimi- ques, de la chaleur et des quantites de mouvement.

Pour decrire la circulation generate de !'atmosphere, ii con- vient de distinguer Jes grandeurs moyennes de leurs fluctuations. Outre Jes mouvements advectifs et convectifs a l 'echelle de la planete, ii existe, en effet, de nombreux phenomenes sporadiques qui conduisent a une variabilite des parametres physiques a la fois dans l'espace et dans le temps. C'est pourquoi, on admet que la circulation generale peut etre decrite par la valeur moyenne des differentes grandeurs atmospheriques (vitesse du vent, temperature, concentration, ... ) ainsi que par la correlation entre les fluctuations de ces grandeurs par rapport a leur moyenne. On considere done des moyennes temporelles du type

j ,

T

- 1

X - f x(t) dt

'0

(2 . 8)

de sorte que toute grandeur x(t) peut s'ecrire

x(t) = x + x' (t) (2.9)

si x' represente la fluctuation par rapport a x, c'est-a-dire par exemple, la composante turbulente du mouvement.

L'intervalle de temps T est generalement choisi de telle maniere que le

mouvement moyen puisse etre considere comme stationnaire. Mais, on

(23)

Dvnamique de /'atmosphere 15 considere aussi, frequemment, des moyennes zonales ( c'est-a-dire le long d'un parallele donne) du type

2 n 1 (

[x) = zn I x(.\)d.\

,) 0

(2.10) et on peut done ecrire, pour une variable atmospherique quelconque

x(.\) = [xl + x (.\) * (2. 11)

ou x * represente la deviation a chaque longitude .\ par rapport a la moyenne [x]. Dans ce cas, on divise le mouvement d'une part en une composante zonale et d'autre part en une composante qui constitue un ensemble d'ondes dont la longueur caracteristique est un multiple de la longueur des paralleles terrestres. On distinguera par exemple Jes ondes planetaires dont le nombre d'ondes est de l'ordre de 1 a 3, des systemes synoptiques caracterises par un nombre d 'ondes compris entre 5 et 15. Le choix d 'une moyenne zonale se justifie par le fait que les vents dominants soufflent le long des paralleles.

On peut aussi envisager des moyennes a la fois temporelles et zonales; dans ce cas, la valeur instantanee et locale de tout parametre atmospherique variable x(.\, t) peut s'ecrire

X =Ix]+ Ix']+ x* + x• * . (2.12)

Le premier terme dans le membre de droite represente done la moyenne dans le temps et selon la longitude de la grandeur x (Jes cartes bi- dimensionnelles des fig . 2. 2 et 2. 6 presentept des grandeurs de ce type: [T], lu]); le deuxieme terme est la moyenne le long d'un parallele de la composante fluctuante dans le temps de la grandeur x ("transient eddies"); le troisieme terme est la moyenne dans le temps de de deviation spatiale de x par rapport a sa moyenne zonale ("standing eddies"); le dernier terme est la composante residuelle. On notera que la moyenne du produit de deux grandeurs, par exemple la vitesse v et la temperature T, s'ecrit selon le cas

vT = v.T

+

v'T' (2.13.a)

(24)

16 Structure et dynamique de /'atmosphere moyenne

[vT] = [v] [T] + (v-i<T*] (2.13.b)

[vT] = (v] [T) + [v*T*] + [v'T'] (2.13.c)

Cette derniere equation montre que le "transport d'une grandeur" (ici la temperature) est du a trois contributions : le mouvement moyen, Jes

"standing eddies" (correlation de v et T selon la longitude) lies a

l'existence d'ondes longitudinales et Jes "transient eddies" (correlation de v et de T dans le temps) lies aux fluctuations dans le temps et aux petits mouvements qui ne sont pas consideres dans la circulation gene- rale a grande echelle. En realite, Jes mouvements atmospheriques de toutes Jes echelles apportent leur contribution aux correlations entre Jes fluctuations des differents parametres qui definissent ces mouvements.

Mais !'importance de cette contribution varie considerablement avec l'echelle spatio-temporelle du mouvement. Cet effet selectif des pertur- bations atmospheriques, qui est d 'une importance considerable, com- plique fortement !'interpretation des equations de la dynamique atmo- spherique.

Enfin on definit aussi une moyenne (x) sur toutes les longitudes et toutes les latitudes par

+n/2 +n/2 2n

Cx) = ½ J - n/2 [x]

cos

CF d cp = !n J - n / 2

cos

9 d

qi

J '

o

x(ll., cp ) dll., (2.14)

cp representant la latitude et 11. la longitude.

On obtient ainsi un profil vertical representatif de la moyenne sur

!'ensemble du globe terrestre; ce sont des moyennes de ce type qui sont recherchees dans les modeles dits unidimensionnels. On notera que, pour des raisons de conservation de la masse atmospherique, on a toujours necessairement (w) = 0, si w represente la composante verticale du mouvement de l'air .

. Les mouvements moyens

Pour preciser Jes differents types de mouvements atmosphe-

riques, ii s 'agit d 'abord d 'analyser la structure thermique de I 'atmo-

sphere a partir de la figure 2. 2 qui represente la distribution, dans le

plan meridien, de la temperature moyenne. Selan ce schema, Jes tempe-

(25)

Oynamique de /'atmosphere 17 ratures les plus basses s'observent au niveau de la tropopause equa- toriale. Celle-ci constitue une barriere relativement etanche pour la vapeur d'eau qui est entrainee par les mouvements d'air ascendant dans la troposphere equatoriale et tropicale.

La stratosphere est done tres "seche". La figure 2. 2 montre aussi que !'altitude de la tropopause decroit au fur et a mesure que l'on se rapproche des poles. Mais cette variation n 'est pas continue : vers 40

OU

50 degres de latitude, ii existe une reelle discontinuite liee a des vents zonaux intenses qui s'observent dans ces regions : il s'agit des courants jet. Ces ruptures permettent I 'intrusion, dans la troposphere, d'air d'origine stratospherique (Danielsen, 1968).

Le comportement global de la tropopause et ses variations geographiques et saisonnieres moyennes peuvent etre analyses a partir de cartes climatologiques du type de celle qui est representee a la figure 2.3. 11 s'agit non pas d'images instantanees mais plutot de

0

E

60

s o _ _ _ _ _ _,,,,.,, -

; 40 7 0 _ ~

~

20 2 0 ~ ~

200_

IIO 2 6 0 ~

o,__~,__-~~~~~~~~

9 0 6 0 3 0 0 30 6090

s

ETE LATITUDE HIVER N

Fig. 2.2. Distribution meridienne de la temperature moyenne entre 0 et 100 km d'altitude . D'apres London U980).

representations statistiques moyennes. La hauteur de la tropopause

variant rapidement avec Jes conditions meteorologiques, on peut etablir,

en plusieurs points du globe et pour differentes saisons, la frequence

de la position de la limite entre la troposphere et la stratosphere. La

figure 2.4 qui montre une telle representation indique qu'il est parfois

(26)

18 Structure et dynamique de !'atmosphere movenne

- - - w w - •

~

• - w - - - -

s•,--.---,-=...,,,.-,-=.--,.---,--r--r--r--r--;r.r---.--.---.,..----;.--,,---r--.----,,.,

-++---+--,•o---+---.,,.-...-

10•1-• -- I 10•1

r

9

· - ,,

" •

"" I ,

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i

I . i

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I

- - -

~

w

~

~

- w - - - - -

' ' ' i

I . . 1 ··

' ~ ~10 . ' .

'1 J l ' 0 - r-f

j '·:--~ )

F i ~ . Altitude moyenne (en km) de la tropopause en juin - juillet et aout. D'apres Crutcher et Davies (1969).

lb

F l'--l,,' 1'<7 I

I ' , I:=:..!

-4

IS[\

" I I I 131- \

I I I 12 f\ \

',, '

I 111- \ /

10}-/ /' I I I

I I I I

MOOSONE 51°N

10 2 5 L.1°N

IO

CHARLESTON 33° N

HAUTEUR DE LA TROPDPAUSE

ETE 1973 - - - HIVER

MIAMI 26°N

2 S 10 15 20 2 5 10 15 20 25 30

NOMBRE D' OBSERVATIONS

F i ~ . Frequence d'apparition de la tropopause a differentes altitu-

des observee en ete et en hiver a plusieurs stations. D'apres

Downie (1974).

(27)

Oynamique de /'atmosphere 19 difficile de definir le niveau d'une tropopause moyenne surtout pendant l'hiver . En realite, la definition meme de la tropopause n'est pas totale- ment satisfaisante et, dans certains cas, elle peut conduire a des ambiguites. Selan le code international de la meteorologie, la tropopause est definie comme etant la limite inferieure d'une couche dont le gra- dient de temperature est superieur

OU

egal a - 0, 2°C/100 m ( - oT I oz

~

0, 1 °C/100 m). Cette couche doit etre d 'une epaisseur superieure

OU

egale a 2 km.

Dans certains cas, principalement a proximite des courants jet, Jes variations de temperature que !'on observe a la limite inferieure d'une zone frontale peuvent satisfaire le critere de definition de la tropopause, sans caracteriser cependant une separation entre des masses d'air tropospherique et stratospherique. On peut done observer au sens strict de la definition donnee ci-dessus, des tropopauses multi- ples, ce qui montre la difficulte de definir une tropopause moyenne, surtout aux latitudes moyennes . Dans les regions polaires, au contraire, ii est difficile de trouver une tropopause qui satisfasse a la definition classique car, surtout durant l'hiver, la diminution de temperature avec

!'altitude est telle que -oT / oz est superieur a zero au moins jusqu'a 20-25 km. On est done amene a introduire (Ertel, 1942; Reed, 1955;

Danielsen, voir Reiter et al., 1975 eh. 6) le concept de "tropopause dynamique" base sur la notion de tourbillon potentiel P (potential vorti- city) . Cette derniere grandeur qui sera definie ulterieurement est conservee le long de la trajectoire tridimensionnelle d 'un particule d 'air (en negligeant Jes effets du deuxieme ordre lies aux echanges de cha- leur et a la turbulence). On pourra alors caracteriser la tropopause par la zone au sein de laquelle, la vorticite potentielle P passe brusquement des faibles valeurs tropospheriques aux fortes valeurs stratospheriques qui sont un ou deux ordres de grandeurs plus eleves . A proximite du courant jet, la tropopause est definie par une valeur typique de la vorticite potentielle de l'ordre de 100 x 10- 10 cm s K g- 1

.

Au-dessus de la tropopa use tropicale, la temperature s'accroit regulierement pour atteindre son maximum a la stratopause (50 km).

Aux latitudes moyennes et superieures, l'accroissement de la tempe-

rature est plus lent qu'a l'equateur; la couche comprise entre 10 et 20

km d'altitude est pratiquement isotherme. La temperature a la strato-

pause est surtout elevee dans les regions polaires durant l 'ete, lorsque

(28)

20 Structure et dynamique de /'atmosphere moyenne l'insolation est la plus intense. En realite, le maximum de temperature observe a 50 km d'altitude est lie a la presence de l'ozone stratospheri- que qui, en absorbant la radiation ultraviolette, constitue la principale source de chaleur dans la stratosphere .

Au-dessus de 50 km, la temperature mesospherique decroit regulierement; le minimum est atteint vers 85 km. Les plus basses temperatures sont observees a la mesopause d 'ete; ceci suggere que la structure thermique de la mesosphere est intimement liee aux processus dynamiques. En particulier !'existence durant l'hiver d'une mesopause relativement chaude pourrait etre liee a la dissipation d'ondes se pro- pageant durant cette saison a partir des niveaux inferieurs, a la subsi- dence d'air a grande echelle (mouvement vertical montant) ou a la libe- ration d 'energie chimique.

D'un point de vue energetique, la circulation atmospherique permet de transporter en moyenne la chaleur des zones caracterisees par un rechauffement vers les zones ou apparait un refroidissement.

Ainsi, dans la troposphere et la stratosphere inferieure, les courants moyens sont diriges des regions equatoriales vers les poles tandis que, dans la stratosphere superieure et la mesosphere, l 'air se dirige de I 'hemisphere d 'ete vers I 'hemisphere d 'hiver. La figure 2 . 5 montre ces transferts de chaleur ainsi que (zone hachuree) les regions ou la pro- duction de chaleur ( essentiellement par absorption de la radiation so- laire) est plus important que sa deperdition (essentiellement par emission radiative) et vice-versa. On constatera a cet egard que, dans la stratosphere et dans la mesosphere inferieure, le taux net de re- chauffement est positif la ou la temperature est la plus elevee; dans la stratosphere inferieure et dans la mesosphere superieure, la situation est inversee . En d'autres termes, dans le premier cas, la circulation atmospherique a tendance a reduire l'ecart de la temperature selon la latitude tandis que dans le second cas, elle a tendance a l'accentuer.

On parle alors de "flux contre-gradient".

La composante zonale du vent (Ouest-Est) peut etre deter-

minee a partir de la distribution meridionale de la temperature en

exprimant que la force de Coriolis (effet de la rotation terrestre) est

contrebalancee par les forces engendrees par le gradient de pression .

Cet equilibre dit "geostrophique" constitue une approximation generale-

(29)

Dvnamique de /'atmosphere

120

100

E 80

:,:

w

§;

60

>--

;::

4.

40

ETE

Rfchouffement

/ , , , . ~, .

-,

A l

HIVER

_ _ _ _ _ _ _ ) - - - ~ Refro1d1ssement

,,,,...,,,,...-- ' \

\

\

\

R~chautfement - - - ~ " - - - ~ \

- - - \ I

,.,,, \ .. I

"\\._ Refro1d1ssement

I

I

I

\

Rhchouf' femenl ,,,,·

...

.._

... ::.-...::----:

\ .. ,,, ,

' '

\

-¾---::. ...

l

-

-..._

+-- ---

'..:., / Rechauffement

20 , -'-'" /

~ ' ,

/ ,

---=- - - \

O Retro1disseme~ - - - - 1

90 60 30 0 30 60

LATITUDE ldegres)

21

90

Fig. 2.5. Representation des zones subissant un rechauffement ou un re- froidissement avec la circulation de l' air qui en resulte.

D'apres Murgatroyd (1968).

ment acceptable aux latitudes extratropicales. Si u represente la compo- sante zonale du vent, on peut ecrire

au/T =

az 20 - g sine,, (2. 15)

ou o represente la vitesse angulaire de la rotation terrestre, y la lon-

gueur selon le meridien (positive du pole Sud au pole Nord) et z la

longueur selon la verticale (positive du bas vers le haut) ; les autres

symboles possedent leur signification habituelle. La figure 2. 6 repre-

sente une coupe meridienne du vent zonal moy~n a l'epoque des

solstices. Cette carte montre que, dans la plus grande partie de la

stratosphere et de la mesosphere, le vent est dirige de l'Ouest vers

l'Est durant l'hiver et en sens inverse durant l'ete. II existe done une

oscillation annuelle du vent zonal dans ces regions. Dans la tropo-

sphere, aux latitudes moyennes et superieures, le vent est, en

moyenne , dirige de l'Ouest vers !'Est durant toute l'annee. On re-

marquera la presence des courants jet a proximite de la tropopause aux

latitudes moyennes; la vitesse du vent y est, en moyenne, de 15 m s - l

(54 km/h) en ete et deux fois plus elevee en hiver . D'autres courants

jets circumpolaires constates dans la mesosphere sont caracterises par

des vitesses de vent atteignant leur maximum vers 60-70 km. Les don-

nees obtenues grace a des fusees sondes ou deduites des observations

(30)

22 Structure et dynamique de /'atmosphere moyenne

ETE ~IVER

70

60

50

40

30

20

10

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~ W ~ 0 ~ W ~

LATITUDE (degr&s)

F i ~ . Distribution meridienne du vent zonal moyen (exprime en m s- 1

). Les valeurs positives se rapportent a un vent d'ouest.

D'apres Murgatroyd (1970).

de temperature par satellites indiquent des differences sensibles entre les jets des deux hemispheres. De plus, ii apparait que si le jet d 'ete presente une grande symetrie zonale (position constante avec la longi- tude), le jet d'hiver est caracterise par de larges meandres que constituent Jes ondes planetaires.

La determination des composantes meridienne (v) et verticale (w) du vent peut s'effectuer a partir des equations generales de !'atmo- sphere qui seront envisagees ulterieurement. La resolution de ces equations passe par le developpement de modeles mathematiques com- plexes qui ne peuvent etre traites que par des ordinateurs puissants.

La figure 2. 7 montre une representation de la circulation meridienne

obtenue numeriquement par Cunnold et al. (1975) entre O et 70 km

d 'altitude. On remarquera I 'existence dans la troposphere de trois

cellules bien marquees (cellule de Hadley pres de l'equateur, de Ferrel

aux latitudes moyenne et polaire a haute latitude) et relativement syme-

triques avec la saison. Par contre, dans la stratosphere et la meso-

sphere, la structure est nettement asymetrique; on constate !'existence

durant l'hiver d'une double cellule et d'une subsidence (flux descen-

dant) vers 40 degres de latitude .

(31)

Oynamique de /'atmosphere 23

HIVEA ETE

IO IO

NORD LA TITUOE ld911rh) SUD

Fig. 2. 7. Representation de la circulation meridienne entre le sol et l'altitude de 70 km. D'apres Cunnold et al. (1975) .

. Les oscillations annuelles, semi-annuelles et quasi-biennales Apres avoir discute les moyennes zonales des grandeurs physiques caracterisant la circulation atmospherique generale, il con- vient a present d'envisager la maniere dont celles-ci evoluent dans le temps. On rappellera d'abord qu'il existe, dans la stratosphere et la mesosphere, une variation annuelle du vent zonal qui apparait claire- ment a la fig . 2. 6. Dans la stratosphere aux latitudes moyennes, ce vent [u] se dirige de l'Est vers l'Ouest entre les mois de mai et d'aofit et est associe a un anticyclone (zone de haute pression) centre sur le pole d'ete. Durant l'automne, le vent s'inverse a partir des altitudes elevees (mesosphere); !'amplitude du vent d'ouest s'accroit graduel- lement jusqu'a la mi-decembre puis diminue. En mars ou avril, le vent s'inverse a nouveau. La periode hivernale est caracterisee par une depression profonde situee a proximite du pole d'hiver. Dans !'hemi- sphere Nord, celle-ci est quelque peu decentree en direction de

!'Europe et, en general une zone de haute pression apparait dans la region du Pacifique, a proximite des iles Aleoutiennes. La valeur elevee du gradient de pression observe provoque des vents d'ouest tres in- tenses durant cette saison : ceux-ci peuvent atteindre de 100 a 200 m s -l et se concentrer dans un "jet de la nuit polaire" (Polar vortex).

Enfin, il faut noter que la circulation meridionale subit egalement une

variation annuelle caracteristique.

Figure

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Références

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