Circulations atmosphériques

p q
Forces appliquées sur une
parcelle d’air
d air et vent
géostrophique
Quelques références …
Fondamentaux de météorologie, S. Malardel, Cépadues, 2005
Essentials
E ti l off meteorology,
t l C
C.D.
D Ah
Ahrens, Brooks,
B k 2000

Bernard Aumont
aumont@lisa.univ-paris12.fr
1 2
www.lisa.univ-paris12.fr/~aumont

Cartes isobares Carte des pressions au niveau de la surface

Les vents horizontaux sont induits par l’existence de gradients de pression horizontaux. Ces (le 16/04/2004). Cette carte donne plus
différences de pression résultent de variations dans le réchauffement des surfaces (variation de d’information
d information sur l’altitude
l altitude des différents points
l’albédo, de la capacité calorifique, de la conduction thermique notamment). de mesure que sur les variations spatiales et
La pression varie rapidement avec temporelles de P.
l’altitude : une « petite » différence
d’altitude entre 2 stations de mesure
peut induire une « grande » variation
de pression (de l’ordre de 1 hPa pour
10 m)m). L’enregistrement
L enregistrement de la pression
en différents points de mesure doit être
corrigée des effets d’altitude afin d’en
déduire les gradients horizontaux de
pression (l’altitude de référence est le
niveau de la mer). Les variations
horizontales de pression sont de l’ordre
de quelques hPa pour ~ 100 km. km

Diagramme a : pression mesurée

en 4 points d’altitude
d altitude différente. Carte des pressions réduites au niveau de
la mer (le 16/04/2004). Les pressions sont
Diagramme b : pression ramenée estimées en ajoutant le poids de la colonne
au niveau de la mer qui se trouverait entre le point d’observation
Diagramme c : Carte isobare
isobare, et le niveau de la mer
mer.
construite par interpolation des
3
pressions mesurées sur différentes 4
stations
 Carte de surface des isobares. Les Z Les météorologistes utilisent fréquemment des
flèches représentent la direction du cartes d’iso altitudes (isohypse : ligne de niveau
vent Le centre des zones de haute
vent. 2 800 hpa de la surface isobare) pour un niveau isobare
pression est appelé « anticyclone », particulier (géopotentiel).
le centre des zones de basse β 850 hpa
pression « dépression » Le p
point 1 est dans un anticyclone,
y , le point
p 2
1 α 900 hpa dans une dépression. L’isobare 1000 est
respectivement au dessus (en 1) puis en
950 hpa
dessous (en 2) du niveau de la mer : de fortes
0 1 2 pressions
i correspondent
d tàd des altitudes
ltit d
1000 hpa
hautes de l’isobare 1000, de basses
Dépression
pressions à de basses altitudes. Il en est de
Anticyclone
même p pour toutes les isobares sélectionnées
(voir les points α et β) sur l’isobare 850 hPa.
Dans l’hémisphère nord,
on observe que le vent
«tourne» autour des
anticyclones (en rouge)
dans le sens des
aiguilles d’une
d une montre et Carte d’altitudes ((isohypses).
yp ) Les lignes
g
dans le sens inverse continues représentent l’altitude pour laquelle
autour des dépressions une pression de référence (géopotentiel) est
(en bleu). Le sens de observé (ici 500 mb). Les lignes discontinues
rotation est inversé dans présentent
é t t les
l iisothermes.
th
l’hémisphère sud (loi de 5 6
Buys-Ballot).

Force associée au gradient de pression Une force nette s’exerce sur une parcelle d’air en présence d’un gradient de pression horizontal
(force résultante du gradient de pression, PGF). Cette force est dirigée des zones de haute
Toute différence de p
pression dans un fluide induit une force agissant
g sur le fluide q
qui pression vers les zones de basse p
p pression. Plus le g
gradient de p
pression est élevé,, p
plus la PGF
entre alors en mouvement. est élevée

La pression au pied du Forte pression Basse pression

L’accélération produite par la PGF
Réservoir A Réservoir B réservoir A est supérieure à anticyclone dépression selon l’axe x est donnée par :

020 mb

1016 mb
celle au pied du réservoir B. 1 dP
La force exercée par A sur le ap = − ×
ρ dx

10
fluide dans le tuyau est donc
supérieure à celle de B. Dans
le tuyau, le fluide reçoit une
force nette
nette, orientée de A vers
B : le fluide s’écoule de A vers
B. Plus la différence de PGF
pression entre A et B est 1016
él é plus
élevée, l lla fforce nette est
FB→A FA→B grande, plus l’écoulement de A 1020
1024
vers B est rapide. PGF
A
Fnet La force induite par le
gradient de pression
horizontal est la force à
gradient de l’origine du vent
Haute pression Basse pression 7 8
pression
 Pour comprendre le fonctionnement de la force de Coriolis, on considère 2 personnes A et B sur un
Force de Coriolis tourniquet se lançant une balle. Si le tourniquet est l’arrêt, la balle lancée par A décrit un
mouvement linéaire et atteint B. Le mouvement de la balle n’est pas modifié si le tourniquet est en
rotation
t ti : un observateur
b t non lié au ttourniquet
i t ((par exemple l situé
it é au ddessus ddu plan)
l ) voitit lla b
balle
ll
Deux navires, situés de part et décrire un mouvement linéaire lorsque A lance la balle.
d’autre de l’équateur tirent Pour les joueurs sur le
chacun un projectile en direction tourniquet en mouvement, la
Plateforme à l’arrêt
l arrêt
de l’autre. La flèche bleue balle semble «détournée» sur la
indique la trajectoire visée et les droite. Les joueurs se sont en
balle
flèches rouges les trajectoires effet déplacés d’un angle θ
réelles.
réelles pendant le temps de vol de la
balle au dessus du tourniquet.
Un observateur sur le navire Plateforme en rotation Le joueur A visant le joueur B
se sent obligé «d’inventer» manque sa cible. Pour le
une force pour «expliquer» la joueur, tout semble comme si
«déviation» de la trajectoire Trajectoire apparente, telle
une force extérieure a été
qu’il perçoit : il l’appelle la qu’observée par les joueurs
exercée sur la balle afin de la
force de Coriolis. sur la plateforme en rotation détourner sur la droite
droite. Cette
force est « fictive », elle est
La force de Coriolis (CF) est
Trajectoire réelle associée non pas à une
une force «apparente»,
interaction entre 2 corps, mais à
générée dans tout référentiel
la rotation du référentiel
en rotation (donc un
référentiel terrestre). L’exemple montre que l’observateur sur le tourniquet en rotation, aurait pu se passer d’inventer
(source : Atmosphériques, janvier 2003) cette force. S’il est facile de descendre du tourniquet pour prendre du recul, il est plus difficile de
quitter pour la terre pour ne pas tourner avec elle. Les météorologistes (et les océanographes) ont
9 besoin de cette force. 10

Animation concernant la force de Coriolis : Animation concernant la force de Coriolis :

11 12
http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/Infosciences/Climats/Dynam-atmos/
http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/Infosciences/Climats/Dynam-atmos/
Les observations atmosphériques sont réalisées Remarques à propos de la force de Coriolis
dans un référentiel en rotation. Dans ce - L’intensité de la force de Coriolis augmente lorsque la vitesse de déplacement augmente. Elle
référentiel,, la force de Coriolis s’applique
pp q à tout est nulle lorsque l’objet
l objet (la parcelle d’air)
d air) est immobile
immobile.
objet en mouvement. - La force de Coriolis est orientée vers la droite du déplacement dans l’hémisphère nord, elle est
Vitesse de translation dans la direction orientée vers la gauche dans l’hémisphère sud. Elle s’exerce perpendiculairement au
longitudinale : 2πR cos λ déplacement de l’objet.
vT = - La force de Coriolis s’applique à tout objet en déplacement horizontal à la surface terrestre.
t
avec t =1 jour. Pour λ=45° (Paris), vT=1180 km/h
O montre
On t que l’accélération
l’ élé ti ac induite
i d it par lla fforce d
de C
Coriolis
i li pour lles mouvements
t
Soit un observateur à la surface terrestre et à une horizontaux est donnée par :
latitude λ1 dans l’hémisphère nord. Cet observateur
lance un projectile sur une cible localisée à une latitude ω : vitesse angulaire
λ2. Durant le vol du projectile de λ1 à λ2, il conserve son ac = 2ωv sin λ v : vitesse
it d
dans lle référentiel
éfé ti l en rotation
t ti d de l’l’objet
bj t en
moment angulaire. déplacement (à ne pas confondre avec vT)

Rappel : le moment angulaire est donné par masse du

projectile (m) × distance à l’axe de rotation (Rcosλ) × La force de Coriolis n’est significative que pour des déplacements de grandes échelles.
vitesse de translation (dans un repère géocentrique). D’après l’accélération de Coriolis, un objet se déplaçant de Δx à une vitesse v, subit un
déplacement Δy de : ω (Δx )2 sin λ
Comme vT(λ2) < vT(λ1), la conservation du moment Δy =
angulaire impose que le projectile acquiert une vitesse v
Effet de la force de Coriolis sur le
v, dirigée vers l’est, par rapport à la terre en rotation A la latitude de Paris (45°) :
mouvement méridien
pendant la période de vol de λ1 à λ2. Le projectile a été - une balle
b ll llancée
é à une vitesse
it d
de 20 kkm/h
/h subit
bit un dé
déplacement
l t Δy
Δ de
d ≈1 1 mm pour une
détourné vers la droite. De même, un projectile, trajectoire de 10 m. La force de Coriolis peut être ignorée aux échelles locales.
évoluant de λ2 vers λ1 serait également détourné 13 vers la 14
- un missile parcourant une distance de 1000 km à 2000 km/h subit un déplacement Δy ≈ 100 km.
droite par rapport au déplacement, donc vers l’ouest.

Vent géostrophique
Dans l’hémisphère nord, l’écoulement
Soit une parcelle d’air, initialement à l’arrêt, en présence d’un gradient de pression. La force de géostrophique est tel que les hautes
Coriolis est nulle, la parcelle étant à l’arrêt. Sous l’effet de la force induite par le gradient de pressions sont à droite de
pression (PGF), la parcelle commence à s’écouler, perpendiculairement aux isobares, depuis les l’écoulement. L’air s’écoule dans le
hautes pressions vers les basses pressions. A mesure que la parcelle acquiert de la vitesse, la sens des aiguilles d’une montre
Anticyclone autour d’un
d un anticyclone
force de Coriolis augmente en intensité et incurve le déplacement
déplacement. Un équilibre est
éventuellement atteint lorsque la force de Coriolis compense la force associée au gradient de Force PGF
pression. L’écoulement est alors stationnaire. Il est appelé l’écoulement géostrophique (vent de
géostrophique). L’écoulement géostrophique est parallèle aux isobares.
Coriolis

P - 3ΔP ap
Basse pression
écoulement
géostrophique Dépression
ac
P - 2ΔP Dans l’hémisphère nord, l’écoulement PGF
Force
géostrophique est tel que les basses
pressions sont à gauche de de
l’écoulement. L’air s’écoule dans le Coriolis
g
sens inverse des aiguilles d’une
P - ΔP montre autour d’une dépression
ac

ap
Parcelle d’air
P Initialement à l’arrêt 15 La direction des écoulements est inversée dans l’hémisphère sud 16
Haute pression
 Force de friction
Au voisinage du sol, une force supplémentaire est exercée sur une parcelle d’air en
déplacement horizontal : la force de friction.
friction L’écoulement
L écoulement de l’air
l air au voisinage du sol est freiné
(diminution du moment), par la friction de l’air sur les obstacles du sol (arbres, buildings,
vague…). La force de friction s’exerce dans la direction opposée à celle du déplacement de
j La diminution de la vitesse de l’écoulement induit une diminution de la force de Coriolis.
l’objet.
Les forces de friction au voisinage du sol modifient l’écoulement : il traverse les isobares, depuis
les zones de pressions élevées vers celles de basses pressions.

Direction de
ll’écoulement
écoulement
ap
P - ΔP
Dépression
Anticyclone
af
Altitudes à 500 mb (lignes continues) et isothermes (lignes en pointillés).
L’écoulement en altitude s’effectue le long des isobares, les anticyclones à gauche ac
de l’écoulement et les dépressions à droite.

P
17 18

Dans une région de haute pression, un écoulement vertical est nécessaire pour
Effet des forces de friction au voisinage du sol sur l’écoulement à proximité d’une
compenser la divergence des masses d’air en surface. La « descente » d’une
dépression et d’un anticyclone.
parcelle s’accompagne
p p g d’une compression,
p , donc d’un réchauffement et d’une
diminution de l’humidité relative. Les conditions anticycloniques sont associées aux
conditions sèches et ensoleillées. En revanche, dans une région de basse pression,
la convergence induit un mouvement vertical ascendant : l’air se refroidit par
expansion et l’humidité relative augmente. Ce processus conduit à la formation de
nuages (si la saturation est atteinte) et, éventuellement, à des précipitations.
Dépression
p Anticyclone

Subsidence
Convergence Divergence
Di

La couche atmosphérique influencée par les forces de friction est appelée la couche Dépression Anticyclone
limite planétaire
planétaire. Cette couche s’étend
s étend typiquement sur une altitude de 1000 m m.
L’altitude de la couche limite planétaire varie toutefois significativement en fonction
19 20
de la vitesse du vent et de la rugosité du terrain.
 Distribution de l’énergie solaire
La distribution de l’énergie solaire incidente varie avec la latitude. Chaque unité de surface
terrestre reçoit proportionnellement plus d’énergie au voisinage de l’équateur qu’au voisinage
des pôles. Ce gradient d’énergie reçue induit des variations de température et de densité de
l’air. Ces gradients « forcent » la circulation atmosphérique : l’air chaud des zones tropicales
circule vers les pôles
pôles, l’air
l air froid des régions polaires circule vers les zones tropicales
tropicales.

La circulation générale

21 22

La circulation de Hadley Effet de la force de Coriolis sur la circulation de Hadley

Pôle
L’air circulant en altitude depuis
p l’équateur
q subsidence Nord
vers les pôles subit une accélération de
Le premier modèle de circulation Coriolis : il est dévié selon une circulation
atmosphérique a été proposé par Hadley Circulation d’ouest 30°
latitudinale. Les cellules de Hadley ne en altitude
(XVIII siècle)
siècle). Le modèle imaginé par Hadley
est une cellule convective d’échelle globale
s’étendent que de l’équateur à
froid approximativement 30° de latitude. ascendance Equateur
caractérisée par :
- une zone d’ascendance au niveau de
Ci l ti d’est
Circulation d’ t en
l’équateur (induit par l’échauffement des surface
masses d’air) chaud chaud
- le transport de l’air « chaud » en altitude de
ll’équateur
équateur vers les pôles cellule L’ascendance
L’ d au
cellule
- une subsidence au niveau des pôles (induit de de niveau de l’équateur
par le refroidissement des masses d’air), froid Hadley Hadley induit une zone de
- le transport en surface de l’air froid des basse pression.
pôles vers l’équateur subsidence Cette zone
ascendance d’ascendance est
Ce modèle de circulation est toutefois appelée la zone
incomplet car il ne prend pas en compte ITCZ d’i t
d’interconvergence
l’effet de la force de Coriolis sur le La circulation de Hadley divergence convergence divergence tropicale (ITCZ). La
mouvements des masses d’air de l’équateur subsidence forme
aux pôles. autour de 30° une
30° N
30 0 30° S
«ceinture» de haute
forte pression basse pression forte pression
23 pression. 24
anticyclone dépression anticyclone
 Le refroidissement Animation météosat, canal vapeur d’eau Circulation méridienne (latitudinale)
provoqué par
Les pôles sont des zones de haute pression (air froid = air dense) donc des zones de divergence
ll’ascension
ascension des masses en surface : la circulation générale de l’air « froid » est orientée des pôles vers l’équateur
l’équateur. Cette
d’air est à l’origine de la zone de divergence s’accompagne d’une subsidence au dessus des pôles (conservation des
ceinture nuageuse et masses d’air). L’air froid se dirigeant vers l’équateur « rencontre » l’air chaud en provenance des
des fortes précipitations
p p p
zones tropicales ((zone de front p
polaire).
) Les deux masses d’air ne se mélangent
g p
pas facilement :
observées au niveau de l’air froid (plus dense) « plonge » sous l’air chaud. Remarque : la position du front polaire varie
l’ITCZ (zone claire sur dans le temps, les processus dynamiques présentant une structure ondulatoire dans cette zone.
l’animation)
Zone de front ITCZ Zone de front
polaire polaire
cellule cellule
Le réchauffement des de de
masses d’air induit par la Hadley Hadley
subsidence autour de 30°
est à l’origine de zones
ascendance
présentant
é t t de
d ffaibles
ibl
précipitations (la plupart
des déserts sont
observés dans cette

Pression
surface
bande de latitude). Les forte forte/basse forte basse forte forte/basse forte
zones sombres sur
ll’animation
animation représentent
les zones de subsidence. 90° N 60° N 30° N 0 30° S 60° S 90° S
25 26
http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/Infosciences/Climats/Dynam-atmos/Cours-CircuAtm/ Circulation méridienne nord/sud dans la troposphère

Circulation longitudinale Variation saisonnière de l’équateur « météorologique »

En combinant la circulation méridienne et l’accélération de Coriolis, on obtient une structure
présentant alternativement des vents dominant d’est (dans les zones subtropicales et régions La zone recevant le maximum de rayonnement solaire n’est pas la zone équatoriale. Ceci est
polaires) et d’ouest (aux latitudes moyennes). du à l’inclinaison de l’axe de rotation de la terre par rapport au plan de l’orbite. La position de
l’ITCZ coïncide avec les zones recevant le maximum de rayonnement solaire (au nord de
ll’équateur
équateur géographique en été
été, au sud de celui-ci en hiver)
hiver).

27 28
Pression moyenne de surface
Temps caractéristiques du transport horizontal

La vitesse des vents longitudinaux

est de l’ordre de 10 m.s-1 (vent
géostrophique). Le temps requis
Janvier
par une parcelle d’air pour
effectuer un « tour du monde » le
long d’une bande de latitude est
donc de l’ordre de quelques
semaines.
semaines

Le transport
p méridional est p plus
lent (de l’ordre de 1 m.s-1). Le
temps requis par une parcelle d’air
aux latitudes moyennes pour être
mélangée (transportée) avec les
régions polaires et tropicales est
Juillet de l’ordre de 1 à 2 mois.

Le mélange inter hémisphérique requiert des échelles de temps de l’ordre de l’année (pas de
forcage thermique au travers de l’équateur, cf. le modèle de Hadley). Le transport inter
hémisphérique est lié (i) à la convection au niveau de l’ITCZ
l’ITCZ, (ii) au déplacement saisonnier
de l’ITCZ (iii) à des ruptures de l’ITCZ causées par des circulations liées au contraste
29 30
océans/continents (moussons)

Brise de terre / brise de mer

Durant la journée
journée, le continent se
réchauffe plus rapidement que la
mer => induit une faible
dépression sur le continent et des
pressions légèrement plus élevées
sur la mer. Ce gradient de
pression génère une circulation
depuis la mer vers le continent
(brise de mer). Le contraste de
Vents locaux température (donc de pression)
est particulièrement prononcé (i) à
l’interface océan/continent (ii) en
milieu d’après-midi => les vents
les plus forts sont au voisinage de
la côte (sur la plage !) et diminuent
rapidement à l’intérieur des terres.

La nuit,, le continent se refroidit

plus rapidement que la mer. La
circulation est inversée (brise de
terre).

31 32
Brise de montagne Effet de Foëhn

Durant la journée
journée, le rayonnement
solaire réchauffe les flancs de la
montagne, donc l’air à son
contact. L’air réchauffé est moins
dense que l’atmosphère
environnante : il s’écoule le long Vent fort
des pentes (brise montante de (force l’élévation des parcelles d’air)
vallée).
vallée)

Libération de
chaleur
h l latente
l t t

Perte d’eau

La nuit, la circulation s’inverse. Les

flancs se refroidissent rapidement
rapidement,
réfrigérant l’air à son contact. L’air
refroidi (plus dense), « glisse » le
long des pentes (brise
descendante de montagne)
33 34

Flottabilité
La figure présente la force de pression nette
exercée sur un volume arbitraire de fluide de
densité ρ. Si le fluide est en équilibre hydrostatique,
les forces de pression exercées par le fluide
Fp p
extérieur compensent la force g
gravitationnelle :
x
Fp = − Fg
Fg
Fp = − mg = − ρVg

Supposons que l’on remplace ce volume de fluide

Le transport vertical par un objet quelconque, de densité ρ’. Le fluide
extérieur n’est
n est pas modifié ; il exerce la même force
sur l’objet, avec une intensité toujours égale au
poids du fluide original. Cette force est appelée la
force de flottabilité (poussée d’Archimède).
Fp
x
La circulation de l’atmosphère décrite précédemment est déterminée par le bilan des forces Fg
horizontales Les zones de convergence/divergence associées à la circulation générale
horizontales. Si l’objet (ρ > ρ), sa
l objet est plus dense que le fluide (ρ’
induisent des mouvements verticaux des parcelles d’air. La vitesse de ces vents verticaux est force gravitationnelle est supérieure à la poussée
faible, de l’ordre de 10-3 à 10-2 m.s-1 (en comparaison aux vents horizontaux, de l’ordre de 1 à d’Archimède : l’objet « coule ».
10 m.s-1). Avec de telles vitesses, le transport d’une parcelle d’air de la surface à la
tropopause est de l’ordre de 3 mois ! Des mouvement verticaux, beaucoup plus rapide, se Ff ρ − ρ'
déroulent dans la troposphère. Ce transport local est piloté par la flottabilité des parcelles d’air
35 L’accélération résultant du bilan des forces est donnée par : γf = = g 36
m ρ'
Exercice : Calcul du gradient vertical de température (air sec)
La température de l’air à la surface d‘un parking (noir) est légèrement supérieure à celle de
ll’atmosphère
atmosphère environnante
environnante. Si l’écart
l écart de température est de 1°C et pour une température de P
Premier
i principe
i i : dU = d
dq + d
dw Po r un
Pour nGG.P.
P =>> cp - cv = R
300 K, quelle est l’accélération de l’air au dessus du parking ? ncpdT = VdP = (nRT/P)dP
Transformation adiabatique : dq = 0
Réponse : 0,033 m.s-2 soit : dT/dP = RT/(cpP) (E)
T
Travail
il d
des fforces d
de pression
i :ddw = -PdV
PdV
En combinant (E) et l’équation donnant la variation de
P avec z (dP/dz = -PMairg/RT), on obtient le gradient
pour un G.P. : dU=ncvdT
de température :
soit : ncvdT
dT=-PdV
PdV (C)
dT/d = (dT/dP)
dT/dz (dT/dP).(dP/dz)
(dP/d ) = -M
Mairg/c
/ p
Variation de la température avec l’altitude : détente adiabatique
D’après la relation des G.P. : A.N : cp,air = 29 J.K-1.mol-1, Mair= 29.10-3 kg.mol-1
−
z d(PV) = d(nRT) => PdV+VdP=nRdT (D)
Variation de pression (cf. éq. hydrostatique) : P (z ) = P (0)e H
Γ = - dT/dz = 9.8.10-3 K.m-1
En combinant (C) et (D) : n(cv+R)dT = VdP
Détente/compression de la parcelle d’air lorsque z varie z+dz
l température
=> la é d
dans lla parcelle
ll varie
i
Pour de l’air sec et pour une détente La différence est liée à la condensation
L’air est un bon « isolant thermique » : les échanges de chaleur sont lents.
adiabatique : Γ = - dT/dz = 10 K.km-1. de la vapeur d’eau (exothermique) lors de
g g les échanges
Si l’on néglige g de chaleur entre la p parcelle et l’atmosphère
p z
environnante lors du mouvement vertical (l’ascension de la parcelle d’air Gradient moyen observé : Γ = 6-7 K.km-1 la détente.
est rapide devant la vitesse des transferts de chaleur) => transformation
adiabatique (dq=0)
N.B. : En pratique, le gradient peut être très variable => stabilité et instabilité des parcelles d’air
37 38

Stabilité atmosphérique Inversion de température

z z
L’évolution «spontanée» tend à ramener les masses d’air vers une situation de flottabilité neutre,
Atmosphère stable
z1 c’est-à-dire vers une situation d’équilibre présentant un gradient vertical de T identique au
Atmosphère instable
z1 gradient adiabatique. Les sources et/ou les puits de chaleur incessants dans l’atmosphère ne
Parcelle d’air permettent pas l’établissement de cette situation d’équilibre.
z0 z0
z2 L’absorption du rayonnement UV par la
couche d’ozone dans la stratosphère
z2 génère une inversion de température.
z Cette inversion de T rend l’atmosphère
stable particulièrement stable. Le mouvement
T T Inversion vertical des masses d’air est supprimé.
T1,ad T1,atm T2,atm T2,ad T1,atm T1,ad T2,ad T2,atm
L’inversion
L inversion stratosphérique de
thermique
Passage de la parcelle de z0 à z1 Passage de la parcelle de z0 à z1 Stratosphère température agit comme un
Tad,1 < Tatm,1 donc ρad,1> ρatm,1 Tad,1 > Tatm,1 donc ρad,1< ρatm,1 «couvercle» au dessus de la
=> la parcelle retombe => la parcelle s’élève troposphère, empêchant la pénétration
=> retour au point de départ, stable => écart amplifié, instable des parcelles d’air en mouvement
Troposphère ascendant (par exemple au niveau de
Passage de la parcelle de z0 à z2 Passage de la parcelle de z0 à z2 l’ITCZ). Cette restriction des échanges
Tad,2 atm 2 donc ρad,2
ad 2 > Tatm,2 ad 2< ρatm,2
atm 2 Tad,2 t 2 donc ρad,2
d 2 < Tatm,2 d 2> ρatm,2
t 2 troposphère/stratosphère limite le
=> la parcelle remonte => la parcelle descend transfert, dans la stratosphère, de
=> retour au point de départ, stable => écart amplifié, instable nombreux polluants émis en surface.
En conclusion :
température
dT dTatm dTatm
− atm > Γ : instable − = Γ : neutre − < Γ : stable 39 40
dz dz dz
Les surfaces continentales se refroidissent et s’échauffent plus rapidement que l’atmosphère.
Durant la journée, l’échauffement de la surface induit une augmentation de la température de l’air
au voisinage du sol
sol. L’atmosphère
L atmosphère devient instable ; les mouvements verticaux ascendant et
descendant sont amplifiés afin de rétablir un gradient adiabatique d’équilibre. Le gradient vertical
de température « instable » ne diffère cependant que très peu du gradient adiabatique (les
échanges verticaux étant rapides).
Inversion
I i radiative
di ti (ou( de
d surface)
f ):
Cette inversion est liée au refroidissement
rapide du sol après le coucher du soleil
donc de l’air
l air situé immédiatement au
dessus. Ce type d’inversion est
généralement observé lors de situations
peu ventilées et persiste jusqu’au lever du
soleil.
l il L
La hhauteur
t d’i
d’inversion
i ttypique
i estt
de quelques dizaines de mètres.
Z (km)
2

Après le lever du soleil, le réchauffement de la

surface « déstabilise » progressivement la couche
midi
stable. La couche instable au contact du sol est
appelée
lé « coucheh dde mélange
él », sa h
hauteur
t estt matin
ti
appelée la «hauteur de la couche de mélange». nuit 41 42
T
0

Inversion de subsidence :
Elle est causée par la subsidence qui provoque un effet de compression et donc un réchauffement des 4.0
masses d’air. Hauteur d’inversion typique : de l’ordre de 1-2 km. Potential temp. profiles Profils de température potentielle en région
3.5
Bound. Layer
y Height
g
La couche d’inversion joue le rôle d’un 3.0
Residual layer Parisienne du 07 au 09 août 1998. Mise en
« couvercle » sur la masse d’air évidence de la couche limite.
2.5
(barrière dynamique). Le mélange

ht (km)
vertical à travers la couche d’inversion
d inversion 20
2.0

Heigh
est très lent (zone de forte stabilité). 1.5

Les polluants émis au sol restent 1.0

confinés dans le volume sous la couche
0.5
d’inversion.
0.0
0 8 16 24 32 40 48 56 64 72
Time (h)

La couche limite est la partie la

plus
l basse
b de
d la
l troposphère.
hè
Elle est directement influencée
par la présence de la surface
terrestre et répond aux forçages
de la surface (transfert de
chaleur, évaporation, émission Mesure Lidar à Paris le 13/03/95. Mise en
de polluants) sur une échelle de évidence de la couche limite.
temps de
d l’l’ordre
d de
d l’heure.
l’h Le
L
reste de la troposphère est 43 44
appelé troposphère libre.
 Temps caractéristique du transport vertical dans la troposphère

s a opause
stratopause

5-10 ans
tropopause
1-2 ans
Troposphère
T hè 1 mois
libre

1
semaine
Couche 1-2
limite heures
Surface

45