Chapitre 7 - cours L1 Université Lyon 1

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Cours sur l'évolution géologique du climat et la formation des roches sédimentaires

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  • Objectif de la diapo : Composition de l’atmosphèreRappeler quelques généralités sur la composition, N2, O2, CO2, etc.
    L’eau sous 3 états avec des teneurs variables (0,1% en Sibérie ou 5% dans les régions maritimes équatoriales
  • Objectif de la partie 1.1. Structure de l’atmosphère : introduire quelques généralités sur l’atmosphère, notamment en terme de P et T.
    Objectif de la diapo : Diapo d’introduction… Leur faire observer l’atmosphère… en conclure sur l’existence d’une stratification…
    Photographie prise le 07/20/75, durant la mission US-URSS Apollo, à une altitude de 230 km. Hémisphère sud, au levée du soleil (source site Planet Terre).
    La seule façon de "voir" l'atmosphère est de s'éloigner suffisamment de la surface de la Terre et d'observer l'enveloppe la plus externe de notre planète.
    La navette spatiale circule sur une orbite dite basse (400 km) et permet ce type d'observation. Tous les véhicules spatiaux ayant décrit au cours de leur mission des orbites autour de la Terre ont pu de la même façon acquérir des prises de vues de l'atmosphère.
    Les images prises par la navette permettent d'observer directement les couches les plus basses de l'atmosphère. La couleur rouge de la troposphère est due à l'absorption des plus courtes longueurs d'onde de la lumière solaire par une importante épaisseur de troposphère contenant de la vapeur d'eau. Dans la stratosphère le dégradé du blanc vers le bleu est lié à la variation de la pression.
  • Objectif de la diapo : Synthèse des caractéristiques des principales couches de l’atmosphère.
    Les mesures de pression, de température, ou d'hygrométrie permettent de réaliser des profils de l'atmosphère.
    Ces mesures directes ont révélé que l’atmosphère présente une structure verticale, permettant de définir les couches constitutives de l'atmosphère terrestre.
    En se basant sur le profil thermique, chaque fois que l'on observe un changement de pente de la courbe des températures, on franchit la limite entre deux couches.
    Objectif de la diapo : Insister sur le fait que les couches atmosphériques ne sont pas sphériques
    L’altitude à laquelle on rencontre la tropopause varie en fonction de la température de l’air, qui elle-même dépend de la saison et de la latitude.
    Objectif de la diapo : Insister sur le fait que les couches atmosphériques ne sont pas sphériques
    L’altitude à laquelle on rencontre la tropopause varie en fonction de la température de l’air, qui elle-même dépend de la saison et de la latitude.
    La couche inférieure de l'atmosphère ou troposphère est une couche d'air instable, turbulente. La température de l'air y décroit de 6,5°C par kilomètre jusqu'à sa limite supérieure, la tropopause, qui se situe vers 12 km à l'équateur et 8 km au dessus des pôles.
    La vie sur la terre dépend étroitement de cette mince pellicule gazeuse qui contient les 9/10 de l'air atmosphérique (et où se trouve concentré l'essentiel de l'oxygène moléculaire).
    Au dessus, de 12 à 50 km s'étend la stratosphère dont la température augmente jusqu’à 0°C, en raison de l'absorption du rayonnement solaire de courte longueur d'onde par la couche d'ozone.
    La stratosphère est brassée aux moyennes latitudes par de puissants courants atmosphériques qui circulent d'ouest en est : les courants jets (jet-streams) à des vitesses pouvant atteindre les 500 km/h.
    Entre 50 et 80 km d'altitude, se situe la mésosphère où la température diminue jusqu'à -80°C.
    Au-delà de la mésopause, la température croît à nouveau très rapidement dans la thermosphère (ou ionosphère) où celle-ci peut atteindre, vers 200 km, des valeurs proches de 600°C.
    En ce qui concerne la magnétosphère, qui est la zone où s’exprime le champ magnétique, sa limite externe vers 50 000 km marque la fin de l’atmosphère.
    !!! A très haute altitude (500 à 1000 km), existe une zone de transition entre l'atmosphère et l'espace, zone d'où les molécules peuvent s'échapper vers l'espace sans que des chocs avec d'autres molécules ne les renvoient dans l'atmosphère. On a donc fixé les limites de l'atmosphère à environ 1000 km.
  • Objectif de la diapo : Mouvements atmosphériques essentiellement présents dans la troposphère
    Toujours d’après le profil thermique, la chaleur émise par le sol permet de chauffer l’atmosphère qui va progressivement se refroidir d’environ 6°C/km en montant dans la troposphère. En conséquence cette zone est instable et convective. Elle est donc le siège de la majorité des phénomènes météorologiques.
    Le sommet de la stratosphère est quant à lui marqué par l’absorption du rayonnement solaire (grâce à la couche d’ozone, on en reparlera ultérieurement). L’atmosphère est donc chauffée par le haut. Ce gradient de température positif, où les couches les plus froides et les plus denses sont en dessous des plus chaudes empêche tout mouvement de convection. Cette couche est donc stratifiée (d’où son nom).
    La photo a été prise par la navette Atlantis le 15 juin 1991, après l’éruption du Mont Pinatubo. On peut apercevoir 2 niveaux de poussières au niveau de la tropopause, soulignant ainsi la limite de la zone convective.
    Objectif de la diapo : La couche d’ozone
    Les molécules d'ozone, ou trioxygène, O3, sont peu présentes dans l'atmosphère terrestre.
    A la différence des autres constituants chimiques tels que le dioxygène ou l'azote, la teneur atmosphérique en ozone ne subit pas une décroissance régulière avec l'altitude, telle qu'on pourrait l'imaginer, en relation avec la pression atmosphérique. En fait, elle décroît légèrement dans les premiers kilomètres, puis s'accroît fortement pour présenter un maximum entre 20 et 30 km. 10% de l'ozone se situe dans la troposphère et 90% dans la stratosphère.
    Le « bon » et le « mauvais » ozone :
    - L'ozone stratosphérique situé dans les hautes couches de l'atmosphère (stratosphère), entre 15 et 45 Km d'altitude, est bénéfique pour les humains car il filtre les rayonnements UV nocifs émis par le soleil.
    - L'ozone troposphérique, localisé dans la troposphère à des altitudes allant de 0 a 15 Km, est un polluant nocif pour les êtres vivants et la végétation.
    On appelle « trou d'ozone », le très fort appauvrissement de la concentration en ozone de la stratosphère Antarctique observé chaque année à la fin de l'hiver austral. En 2000, 2001 et 2003, le trou dans la couche d'ozone a atteint une superficie jamais observée avant 2000, alors que celui de 2002 était le plus petit qui ait été observé depuis 1998. En effet, à la fin de l'été 2003, le trou a de nouveau atteint un record de superficie...pour diminuer rapidement durant le mois d'octobre.
    Petit film pour montrer que la concentration en ozone fluctue continuellement…
  • Objectif de la diapo : Comprendre quelle est la source d’énergie qui chauffe la surface de la Terre : l’énergie solaire
    L’énergie géothermique, avec 0.05 W/m² peut être considérée comme négligeable. L’essentiel de l’énergie provient donc du rayonnement solaire.
    L’œil en perçoit la partie visible, ce qui représente 40% de cette énergie. Le reste se distribue dans l’infrarouge proche (50%) et dans l’ultraviolet (10%). Moyennée sur l’année et sur l’ensemble de la Terre, l’énergie solaire qui arrive est de 342 watts par m2.
    Toute cette énergie ne “chauffe” pas la Terre, c’est-à-dire n’est pas absorbée par la Terre (atmosphère, océans, continents). Environ 30% (c’est-à-dire 107 watts par m2) est renvoyé (ou réfléchi) dans l’espace par l’atmosphère, les océans et les continents. Ce pouvoir réflecteur est appelé albédo.
    C’est à cause de cette lumière réfléchie que la Terre est visible de l’espace et que les planètes apparaissent brillantes la nuit dans le ciel.
    Il en reste donc 235 watts par m2 qui vont “chauffer” la Terre.
  • Objectif de la diapo : Effet de Serre / Bilan radiatif
    L'effet de serre fait intervenir à la fois le rayonnement solaire et le rayonnement infrarouge.
    L'effet de serre repose sur le fait que certains matériaux ont des propriétés très différentes dans ces deux domaines spectraux. C'est notamment le cas des matériaux utilisés pour les vitres (verre, plexiglas, polycarbonate...) qui sont transparents au rayonnement solaire mais qui absorbent le rayonnement infrarouge.
    Prenons une plaque noire dont la face arrière est isolée thermiquement. On ne considère que les échanges radiatifs (les échanges par convection et conduction sont supposés négligeables).
    (a) : si la plaque est seule, elle reçoit et absorbe le rayonnement solaire. Cette puissance absorbée vaut 100 dans une unité arbitraire. A l'équilibre thermique, les puissances reçues et perdues par la plaque sont égales, et la puissance du rayonnement infrarouge émis par la plaque vaut également 100 dans nos unités.
    (b) : on recouvre la plaque par une vitre parfaitement transparente au rayonnement solaire et parfaitement opaque au rayonnement infrarouge lointain. A l'équilibre thermique, le système "vitre-plaque" perd comme précédemment autant d'énergie qu'il en gagne. La seule différence est que maintenant c'est la vitre qui a émis le rayonnement infrarouge car, comme elle est parfaitement opaque à ce rayonnement, aucun rayonnement émis par la plaque ne peut être reçu à l’extérieur.
    (c) : regardons maintenant les échanges à l’intérieur du système "vitre-plaque". Si la vitre émet 100 vers l’extérieur, par raison de symétrie elle émet également 100 vers la plaque. Celle ci reçoit donc en plus du rayonnement solaire le rayonnement infrarouge émis par la vitre. A l'équilibre thermique, la plaque doit perdre par rayonnement infrarouge autant d'énergie qu'elle en gagne, c'est-à-dire 200 dans nos unités. On peut vérifier que la vitre est alors aussi en équilibre : elle reçoit 200 et émet 200 (100 vers l’extérieur, 100 vers la plaque).
    Ainsi un observateur qui regarde de loin n'est pas capable de savoir si notre plaque est recouverte ou non par une vitre car dans les deux cas il reçoit un même rayonnement infrarouge. La situation de la plaque est très différente puisque dans le cas a, elle émet 100 alors que dans le cas b, elle émet 200. Et cette émission plus importante se fait via une augmentation de la température de la plaque.
  • Objectif de la diapo : Effet de Serre / Bilan radiatif
    L'effet de serre fait intervenir à la fois le rayonnement solaire et le rayonnement infrarouge.
    L'effet de serre repose sur le fait que certains matériaux ont des propriétés très différentes dans ces deux domaines spectraux. C'est notamment le cas des matériaux utilisés pour les vitres (verre, plexiglas, polycarbonate...) qui sont transparents au rayonnement solaire mais qui absorbent le rayonnement infrarouge.
  • Objectif de la diapo : illustrer le déséquilibre thermique à la surface du globe
    Deux principales sources d’énergie participent au fonctionnement du système Terre, à sa géodynamique interne et externe. Une énergie interne et une énergie externe.
    L’énergie interne, liée à la radioactivité, etc. va pouvoir exercer une influence, mais une influence relativement limitée sur la géodynamique externe. Influence qui sera plutôt régionale avec la mise en place d’une chaîne de montagne ou encore la distribution des continents.
    La dynamique externe sera donc principalement gouvernée par l’énergie externe, issue du soleil.
    Cette énergie externe n’est pas distribuée de façon égalitaire à la surface de la Terre.
    En raison de l’angle d’incidence des rayons solaires à la surface de la terre, la quantité d’énergie sera plus forte aux basses latitudes qu’aux hautes latitudes. En effet, (i) une même quantité d’énergie sera reçue sur une plus grande surface aux pôles et (ii) aux pôles le rayonnement solaire doit traverser une plus grande épaisseur d’atmosphère.
    Cette inégalité de l’apport d’énergie solaire se traduit par un gradient de température bien visible à la surface du globe.
  • Objectif de la diapo : illustrer le déséquilibre thermique à la surface du globe
    Il existe un déséquilibre entre les zones équatoriales caractérisées par un bilan radiatif positif et les zones polaires ou le bilan est négatif.
    Les latitudes supérieures à 40°N présentent un déficit thermique. Ce déséquilibre thermique induit un transfert d’énergie des basses vers les hautes latitudes.
    Ce transfert est assuré par les deux fluides terrestres, sous la forme de mouvements des masses d’air atmosphérique et de courants marins.
  • Objectif de la diapo : Principe de convection
    Considérons la Terre immobile. Dans ce cas la circulation atmosphérique, liée aux déséquilibres thermiques latitudinaux, serait un simple système de convection avec des vents soufflant des pôles vers l’équateur tandis que l’air réchauffé dans la zone équatoriale s’élèverait pour retourner aux pôles au sommet de la troposphère, car la stratosphère plus chaude force les mouvements horizontaux troposphériques.
    Aux basses latitudes, l’air chaud et humide s’élève, il en résulte une zone de basse pression, au contraire au pôle l’air refroidit et plus dense créer une zone de haute pression.
  • Objectif de la diapo : Principe de convection en tenant compte de la force de Coriolis
    La rotation de la Terre va fortement influencer la circulation atmosphérique. La rotation de la Terre se traduit pas des Forces que l’on appelle Forces de Coriolis. Ces dernières vont dévier les vents dans le sens inverse des aiguilles d’une montre dans l’hémisphère Nord et dans le sens horaire dans l’hémisphère Sud.
    Les Forces de Coriolis vont également fragmenter les cellules de convection et la première cellule va s’arrêter à 30° de latitude.
  • Objectif de la diapo : Principe de convection en tenant compte de la force de Coriolis
    La rotation de la Terre va fortement influencer la circulation atmosphérique. La rotation de la Terre se traduit pas des Forces que l’on appelle Forces de Coriolis. Ces dernières vont dévier les vents dans le sens inverse des aiguilles d’une montre dans l’hémisphère Nord et dans le sens horaire dans l’hémisphère Sud.
    Les Forces de Coriolis vont également fragmenter les cellules de convection et la première cellule va s’arrêter à 30° de latitude.
  • Objectif de la diapo : Principe de convection en tenant compte de la force de Coriolis
    Chaque hémisphère est ainsi subdivisé en 3 principales cellules de convection qui se relaient de l’équateur aux pôles.
    Les détailler…
    Cette circulation se traduit par une zonation des climats et des précipitations.
  • Objectif de la diapo : Illustration des cellules de convection
    Sur les images en infra-rouge thermique, la distinction entre les continents et les océans se fait aisément. Si la surface n'est pas recouverte de nuages, la couleur du pixel est directement proportionnelle à la température de la surface. Les océans possèdent une forte capacité calorifique alors que les surfaces terrestres n'emmagasinent pas la chaleur.
    Au voisinage de l'équateur, on observe d'importantes formations nuageuses. Elles sont très visibles en I R thermique inverse, ce qui signifie que ces nuages sont très froids et donc très hauts. Ce sont des cumulonimbus résultant de la forte convection qui a lieu au dessus du continent sud-africain à cette saison. Ils peuvent culminer à 15 km d'altitude. On remarque que la convection est la plus intense environ 5 à 15 degrés au Nord de l'équateur géographique. Du fait de l'inclinaison de la Terre durant l'été dans l'hémisphère nord, la zone qui reçoit le plus de chaleur de la part du soleil se trouve en effet au voisinage de 10 degrés de latitude Nord. Ces cellules nuageuses ne s'enroulent pas comme celles des latitudes plus élevées. En effet, au voisinage de l'équateur, l'écoulement atmosphérique est soumis à une force de Coriolis quasiment nulle (la force de Coriolis augmente avec la latitude) contrairement aux plus hautes latitudes. Cette force dévie les particules fluides vers la droite dans l'hémisphère nord et impose des structures en spirale à haute latitude.
    E = CP*M*Delta T
  • Objectif de la diapo : Introduction sur les océans
    La surface de la terre est occupée à 71% par des océans. Il y a 2,45 fois plus de mer que de terre.
    L'océan est une mince pellicule à la surface de la terre. Il aurait une importance géophysique secondaire s'il n'était constitué d'eau à l'état liquide. C'est la grande particularité de notre planète.
    Sous ses trois états l'eau libre se répartie de la façon suivante :
    - 97% dans les océans
    - ~3% eau terrestre superficielle : cours d'eau, lac, glacier, islandis
    - 0,001% vapeur d'eau dans l'atmosphère
    La répartition des terres et des mers est inégale et singulière. Cette répartition est antipodale, l'océan glacial arctique s'oppose au continent antarctique et la masse continentale Eurasie + Afrique s'oppose à l'océan Pacifique. En fait, toute saillie qui émerge au dessus de la surface des océans a 19 chances sur 20 d'avoir un creux pour point diamétralement opposé.
    Les masses terrestres sont en grande partie concentrées dans l'hémisphère nord. Hémisphère nord : 61% de mer, hémisphère sud : 81 % de mer. Cette disparité dans la répartition devient encore plus évidente si l'on place la Terre sur un axe NS passant par l'Ouest de la France vers l'embouchure de la Vilaine et le Sud Est de la Nouvelle-Zélande. On a alors un hémisphère continental qui comprend 80% de la masse terrestre globale.
  • Objectif de la diapo : Le caractère salé de l’Océan
    Un aspect important de l'eau de mer est que si la concentration totale des sels dissous varie en fonction du lieu, la proportion des composants les plus importants reste à peu près constante. Cela tend à prouver que sur une échelle de temps géologique, les océans ont été bien mélangés, c'est à dire que malgré les circulations particulières à chaque océan, l'eau circule entre les différents océans.
    C'est le caractère essentiel de l'eau de mer. L'océan contient en moyenne 35 grammes de sel par kilo d'eau de mer, qu'on exprime plus communément en pour-mille, soit 35‰, la salinité dite normale de l'océan. Si on considère le volume total de l'océan (1370 millions de km3) cela représente 48 millions de milliards de tonnes de sel, soit 95 tonnes par m² sur le globe entier, ou 320 tonnes par m² sur les parties émergées.
    On donne dans le tableau suivant la composition d'une eau de mer contenant à 35 g de sel par kg d'eau de mer : cf. Tableau
    Qui ne s'est pas demandé un jour pourquoi l'eau de la mer est salée, alors que celle des lacs et rivières ne l'est pas? L'eau marine contient en effet une quantité relativement importante de « sels » dissouts.
    Les constituants primaires des sels marins sont, par ordre d'importance, les ions chlore Cl- (18,98 g/kg), sodium Na+ (10,56 g/kg), sulfate SO42- (2,65 g/kg), magésium Mg2+ (1,27 g/kg), calcium Ca2+ (0,40 g/kg) et potassium K+ (0,38 g/kg). La proportion entre chacun des ions est assez constante à la grandeur des océans. Avec d'autres ions en quantité moindre, ces principaux ions comptent pour 35 g/kg en moyenne dans les océans.
    D'où viennent ces ions? Tous ces ions proviennent de l'altération superficielle des roches. L'eau qui circule sur et dans les roches s'accapare les ions solubles et les transporte vers l'océan.
    On évalue que les rivières apportent entre 2,5 et 4 milliards de tonnes de sels dissouts dans les océans chaque année. Les océans deviennent-ils progressivement de plus en plus salés ?
    Non ! L'océan se débarrasse annuellement d'une quantité de sel égale à celle que lui apportent les cours d'eau. Il existe donc des puits de sel comme :
    - Les roches évaporitiques dans certaines régions côtières du globe où l'évaporation est importante et contribue à précipiter des minéraux, donc à stocker ces sels dans les sédiments et roches sédimentaires.
    - L’utilisation de certains ions par les organismes du plancton ou du benthos qui les utilisent pour former leur squelette ou leur coquille minéralisés (CaCO3, SiO2); après la mort de l'organisme, les restes minéralisés se déposent sur les fonds marins et sont incorporés dans les sédiments et les roches sédimentaires.
    Température et salinité sont des paramètres très importants : ils permettent d'identifier une masse d'eau particulière et ils permettent de déterminer la densité.
    La densité est le paramètre fondamental pour l'étude de la dynamique des océans. De faibles variations horizontales de densité (causées par exemple par des différences de rayonnement solaire) peuvent produire des courants importants.
  • Les forces de Coriolis sont faibles près de l'équateur. Les Alizés entraînent donc l'eau dans le sens du vent, c'est à dire vers l'ouest, où elle tend à s'empiler. De plus, au cours de son déplacement vers l'ouest, l'eau se réchauffe et se dilate. Pour ces deux raisons, le niveau de la mer est plus élevé d'environ cinquante centimètres à l'ouest des océans tropicaux. Une partie de cette eau alimente les courants comme le Gulf Stream et le Kuroshio et une autre partie revient dans le sens de la pente, toujours par suite de la faiblesse des déviations de Coriolis. C'est pourquoi on rencontre des courants de retour vers l'est, appelés contre-courants ou sous-courants équatoriaux (ces derniers circulant sous la surface, le long de l'équateur).
    L'Atlantique Nord
    Le courant équatorial nord se prolonge par le courant des Antilles qui converge avec le courant de Floride sortant du golfe du Mexique pour donner le Gulf Stream, puissant courant dont le flux peut atteindre 90.106 m3/s.Le Gulf Stream tourne autour de l'empilement situé au centre de l'Atlantique nord (gyre anticyclonique subtropical). Une partie de ce courant s'infléchit vers le sud en formant de nombreux tourbillons, une autre partie continue vers l'est : c'est la dérive nord atlantique.Plus au nord, on rencontre un circuit océanique cyclonique (Basse pression d'Islande) déformé par la présence du Groenland. La dérive Nord atlantique se prolonge par le courant de Norvège relativement chaud et salé. Au contraire, le long des côtes du Groenland, le courant froid de décharge de l'Arctique transporte icbergs et banquise vers le sud. Enfin, le courant du Labrador transporte vers le sud, le long des côtes canadiennes et américaines des eaux froides et vient converger avec les eaux du Gulf Stream.
    - L'Atlantique Sud
    Le courant du Brésil, courant de bord ouest, transporte des eaux chaudes jusqu'à la région de confluence avec le courant des Malouines et le courant circumpolaire qui s'écoule vers l'est sans entrave continentale. A l'est, le courant froid de Benguela ferme le circuit anticyclonique de l'hémisphère sud.
    - Le Pacifique
    Le Pacifique est beaucoup plus large que l'océan atlantique mais on y retrouve une circulation océanique voisine du fait d'une distribution des champs de pression atmosphérique donc des vents similaire. Le circuit anticyclonique comprend le courant équatorial nord, puis le Kouroshio, courant chaud similaire au Gulf Stream. Ce courant se prolonge par la dérive Nord Pacifique qui assure aux côtes américaines un climat semblable  à celui de l'Europe de l'ouest. Enfin, le circuit anticyclonique se boucle par le courant de Californie.Au nord de cette circulation anticyclonique, se forme une circulation cyclonique sous les basses pressions des Aléoutiennes. Ce circuit est alimenté par le courant de l'Alaska, le courant des Aléoutiennes et vers le sud, par le courant du Kamtchatka et de l'Oyashio, courants froids qui descendent de la mer de Béring puis convergent avec les eaux chaudes du Kouroshio.Les hautes pressions subtropicales sud, entraînent une circulation anticyclonique dans le Pacifique Sud : courant Est australien, courant circumpolaire, courant du Pérou et fermeture du circuit par le courant équatorial sud.
    - L'océan Indien
    L'océan Indien est sous l'influence d'une circulation subtropicale anticyclonique semblable à celle des autres bassins océaniques. Le courant équatorial sud se sépare en deux près de Madagascar :une branche passe au nord de l'ïle, l'autre banche, le courant Est malgache se dirige vers le sud et se prolonge le long de la côte africaine par le courant des Aiguilles. Ce courant d'origine tropical, rencontre à la pointe sud de l'Afrique, le puissant courant circumpolaire qui entraîne une grande partie de ses eaux vers l'est provoquant de nombreux tourbillons. Le long des côtes australiennes, le courant portant au nord se détache de la côte sous l'influence d'un courant côtier sud (courant de Leeuwin).En raison de sa fermeture continentale asiatique autour de 20°N, l'océan Indien subit deux fois par an, un renversement des vents : c'est le régime des moussons. Comme cet océan se situe en région tropicale où la force de Coriolis est plus faible, la circulation océanique répond rapidement au vent et s'inverse donc aussi deux fois par an : c'est la région du monde qui présente la plus forte variabilité océanique.
    - Le cas particulier de l'océan antarctique
    Entraîné par les violents vents d'ouest ("quarantièmes rugissants et cinquantièmes hurlants"), le courant circumpolaire est le courant le plus puissant du globe. Il se développe sans entrave continentale à l'exception du resserrement entre la pointe de l'Amérique du Sud et la péninsule antarctique.
  • 2.5 m/s
  • Objectif de la diapo : Distribution verticale de température – stratification des eaux
    Les variations spatiales et temporelles de la température et de la salinité fournissent des informations précieuses sur la circulation océanique.
    L’océan est stratifié, c’est-à-dire constitués de couches horizontales successives de caractéristiques différentes.
    L'océan étant chauffé en surface, la température très élevée en surface (jusqu'à 30°) et elle diminue rapidement avec la profondeur et vers les pôles.
    La température moyenne des océans est estimée à 3,5°C, en raison de l’énorme masse d’eau située au-dessous de 3000 m. La figure donne la distribution verticale de température en fonction de la latitude et de la profondeur. L'échelle verticale de profondeur des 1000 premiers mètres est fortement grossie par rapport à celle de la partie inférieure de l'océan.
    On met en évidence trois couches différentes dans l'océan :
    La couche de surface (ou couche de mélange) de 50 à 200 m d'épaisseur où les températures sont à peu près celle de la surface,  
    La couche thermocline de 200 à 1000 m d'épaisseur, dans laquelle la température décroît rapidement avec la profondeur (sauf aux grandes latitudes où la température de surface est voisine de celle du fond),  
    La zone profonde, qui s'étend jusqu'au fond, caractérisée par des températures faibles et homogènes.
  • Objectif de la diapo : Schéma très simplifié de la circulation thermohaline globale.
    La mer de Norvège est en haut de la figure (Ouest de la Scandinavie) et la mer du Groenland est en haut à gauche (au Sud-Est du Groenland). Toutes deux sont le lieu privilégié de formation d'eau profonde. Cette eau chemine vers le sud, plaquée le long du bord Ouest de l'océan Atlantique et traverse l'équateur. Elle bifurque ensuite vers l'est, contourne l'Afrique et poursuit son chemin au fond de l'océan Indien et de l'océan Pacifique. C'est au cœur de ces deux océans qu'elle remonte à la surface, avant de revenir par un chemin à peu près identique, à la mer de Norvège pour plonger à nouveau.Si de l'eau quitte une zone de l'océan, elle doit bien sûr être remplacée. Par exemple, l'eau profonde qui quitte l'Atlantique Nord doit être remplacée par un flux équivalent vers le nord. Le retour d'eau vers une source d'eau profonde se ferait plutôt en surface. On a introduit l'expression imagée de " tapis roulant " (conveyor belt) pour décrire le transport d'eau profonde de l'Atlantique vers le Pacifique et son retour en surface. Ce tapis roulant correspond en fait à la cellule de circulation verticale que nous avons invoquée pour satisfaire à la conservation de la masse lors de l'expérience de plongée d'eau froideCette circulation profonde de l'océan a un grand intérêt climatique, car les masses d'eau superficielles qui alimentent la source d'eau profonde de la mer de Norvège, ayant traversé l'équateur, réchauffent l'Atlantique Nord et, par contrecoup, l'Europe occidentale: c'est en partie grâce à la circulation thermohaline que l'ouest du continent européen bénéficie d'hivers particulièrement doux.
    mm.s-1
  • Objectif de la diapo : niveau marin, et demain ?
    Depuis le début des années 1990, les satellites altimétriques, en particulier Topex-Poseidon et Jason, surveillent en permanence les variations du niveau de la mer, avec une précision remarquable et une couverture globale. Ces nouvelles observations montrent qu’au cours des 12 dernières années, le niveau moyen global de la mer s’est élevé de près de 3 mm par an (figure 1), valeur significativement supérieure de celle mesurée par les marégraphes au cours du 20e siècle.
    Le dernier maximum glaciaire (glaciation du Würm) est survenu il y a environ 20 000 ans. Le niveau marin est alors 120 m plus bas qu’aujourd’hui. La Manche n’existait plus, il y avait à la place une vaste aire continentale (en rose sur la fig.)
    Un important inlandsis (mot scandinave ; glacier recouvrant une surface continentale importante) s’était développé sur l’Europe du Nord (mais également sur l’Amérique du Nord). Sa limite correspond au trait noir (WW’). Dans l’hémisphère sud la glaciation est réduite, en raison de la proportion plus faible de continents.
  • Chapitre 7 - cours L1 Université Lyon 1

    1. 1. Le système Atmosphère – Océan
    2. 2. Le système Atmosphère – Océan 1. La circulation atmosphérique a) Structure et composition de l’atmosphère b) Comment obtenir une température atmosphérique moyenne de 15°C ? c) Quel est le moteur de la circulation atmosphérique ? 2. La circulation océanique a) La température de l’océan b) Est-ce que l’océan peut devenir plus salé ? c) Comment se déplacent les masses d’eau ? d) Les variations du niveau marin @Nasa Objectif : Comprendre comment les circulations atmosphériquesObjectif : Comprendre comment les circulations atmosphériques et océaniques contrôlent le climat ?et océaniques contrôlent le climat ?
    3. 3. Quel composant est le plus abondant dans l’atmosphère ? A. O2 B. N2 C. CO2 D. CO
    4. 4. Composition de l'airComposition de l'air secsec (troposphère)(troposphère) N2 = 78.1%N2 = 78.1% O2 = 20.9%O2 = 20.9% Ar = 0.9%Ar = 0.9% CO2 = 0.04%CO2 = 0.04% tracestraces .Lacirculationatmosphérique Structure et composition de l’atmosphère L’eau dans l’atmosphère 3 états (gaz, solide, liquide) Teneurs variables 0,1% en Sibérie 5% dans les régions maritimes équatoriales
    5. 5. Troposphère Stratosphère Mésosphère Tropopause Stratopause Mésopause Photographie prise le 07/20/75, durant la mission US-URSS Apollo, à une altitude de 230 km@Nasa .Lacirculationatmosphérique Structure et composition de l’atmosphère Ionosphère Atmosphère ~80 km
    6. 6. T° baisseT° baisse T° augm ente T° augm ente T° baisse T° baisse T° augmente T° augmente Raréfaction des molécules d'air 9/10 masse atmosphère dans les 18 km -56°C-56°C -5°C-5°C 0°C0°C -90°C-90°C http://www-geoazur.unice.fr/SCTERRE/cours_en_ligne/index.html 1.Lacirculationatmosphérique Altitude(km) Structure et composition de l’atmosphère 1/2 masse atmosphère dans les 5500 m, Masse atmosphère : 5,13.10 18 kg (un millionième masse terrestre) (au delà les molécules peuvent s’échapper vers l’espace sans que les chocs avec les autres molécules ne les renvoient dans l’atmosphère) Environ 1000 km (limite sup. atmosphère)
    7. 7. @Nasa Troposphère Stratosphère -56°C-56°C Chaud Chaud Froid Couche stratifiée (non convective) .Lacirculationatmosphérique Structure et composition de l’atmosphère Mouvements atmosphériquesMouvements atmosphériques 0°C0°C Énergie solaire Rayonnement du sol 15°C15°C Couche convective
    8. 8. D’où vient l’énergie qui chauffe l’atmosphère ? A. Du sol B. De l’océan C. Des nuages D. Du soleil
    9. 9. Comment obtenir une température atmosphérique moyenne de 15°C ? Longueurs d'onde constituant le rayonnement solaire température 6 000 K domaine ultraviolet inférieure à 0,3 µm (violet-bleu) domaine visible de 0,3 µm (violet- bleu) à 0,7 µm (rouge) domaine infrarouge au delà de 0,7 µm (rouge) 10% 40% 50% Énergie réfléchie 107 W/m² 235 W/m² .Lacirculationatmosphérique Énergie solaire Albédo = 0.3 Ce qui reste pour chauffer la Terre Effet de serre et bilan radiatif
    10. 10. Effet de serre et bilan radiatif .Lacirculationatmosphérique Comment obtenir une température atmosphérique moyenne de 15°C ? InfrarougeInfrarouge Ultraviolets+visible+InfrarougeUltraviolets+visible+Infrarouge
    11. 11. Effet de serre et bilan radiatif .Lacirculationatmosphérique Comment obtenir une température atmosphérique moyenne de 15°C ?
    12. 12. http://nte-serveur.univ-lyon1.fr/geosciences/ http://veimages.gsfc.nasa.gov/ Énergie externe (Soleil) Inégalité de l’apport d’énergie solaire Quel est le moteur de la circulation atmosphérique ? Le déséquilibre thermique à la surface du globe .Lacirculationatmosphérique • Angle d’incidence des rayons solaires • Gradient de température à la surface du Globe
    13. 13. Transport Transferts assurés par les deux fluides terrestres (courants océaniques et atmosphériques) Pomerol et al. (2005) – Éléments de Géologie, Dunod Quel est le moteur de la circulation atmosphérique ? Le déséquilibre thermique à la surface du globe .Lacirculationatmosphérique
    14. 14. Quelle est l’origine des mouvements atmosphériques ? A. la chaleur du sol B. l’incidence des rayons solaires C. la circulation océaniques D. la rotation de la Terre E. les marées lunaires
    15. 15. Pôle NordPôle Sud Équateur TROPOSPHERETROPOSPHERE STRATOSPHERE :STRATOSPHERE : plus chaude elle force les mouvements horizontaux troposphériquesplus chaude elle force les mouvements horizontaux troposphériques 8-18km sol Les cellules de convection atmosphérique Absence de rotation http://www.climateprediction.net www.ifremer.fr/ Quel est le moteur de la circulation atmosphérique ? .Lacirculationatmosphérique  Système de convection simple avec des vents soufflant des pôles vers l’équateur • Aux basses latitudes, l’air chaud et humide s’élève : zone de basse pression • Aux pôles l’air refroidit et plus dense créer une zone de haute pression
    16. 16. Quel est le moteur de la circulation atmosphérique ? .Lacirculationatmosphérique Les cellules de convection atmosphérique • L’influence de la rotation de la Terre  La rotation de la Terre se traduit par les Forces de Coriolis (perpendiculaires à l'axe de rotation du référentiel et au vecteur de la vitesse du corps en mouvement) point de vue d'un observateur extérieur (immobile) une bille s'éloigne en ligne droite depuis le centre d'un disque en rotation vers la bordure point de vue d’un observateur ayant le même référentiel (en rotation) la bille se déplace le long d'un arc de cercle
    17. 17. Force de Coriolis dévie les masses allant vers le sud vers la droite CELLULECELLULE ss’arrête à’arrête à 30° de30° de latitudelatitude ALIZESALIZES Force de Coriolis dévie les masses allant vers le nord vers la droite Quel est le moteur de la circulation atmosphérique ? .Lacirculationatmosphérique Les cellules de convection atmosphérique • Dévient les masses d’air • Fragmentent les cellules de convection
    18. 18. Campy & Macaire (2003) – Géologie de la surface, Dunod Les cellules de convection atmosphérique Quel est le moteur de la circulation atmosphérique ?.Lacirculationatmosphérique  3 cellules de convection troposphériques  Distribution zonale des climats
    19. 19. Hémisphère Nord
    20. 20. ?
    21. 21. C’est A. Un cyclone B. Un anticyclone
    22. 22. Image satellite dans l'infrarouge thermique du 01 juillet 1998, 15h00 Capacité calorifique (énergie nécessaire pour chauffer 1kg de matière de 1°C) Quel est le moteur de la circulation atmosphérique ?.Lacirculationatmosphérique Cp(Air) = 1003,5 J kg -1 K -1 M(Atmosphère) = 5.10 18 kg Cp(Eau) = 4181 J kg -1 K -1 M(Océan) = 1,4.10 21 kg Il faut 1200 fois plus dIl faut 1200 fois plus d’énergie pour chauffer de 1°C l’océan que l’atmosphère’énergie pour chauffer de 1°C l’océan que l’atmosphère E = CpM ∆T Océans = 1200 fois la capacité de stockage de chaleur de lOcéans = 1200 fois la capacité de stockage de chaleur de l’atmosphère’atmosphère
    23. 23. @isitv.univ-tln.fr/~lecalve Introduction2.Lacirculationocéanique • Surface de la terre : 71% par des océans • Répartition des terres et des mers inégale (antipodale) – à toute bosse correspond un creux • Masses terrestres concentrées dans l'hémisphère nord (Hémisphère nord : 61% de mer, hémisphère sud : 81 % de mer) • Profondeur moyenne des océans : 3800 m (pellicule très mince ~1/1700 rayon de la Terre) • 300 fois la masse de l’atmosphère • 97% de l’eau disponible sur Terre
    24. 24. composition moyenne d'une eau de mer : 35 g de sel par kg d'eau de mer @isitv.univ-tln.fr/~lecalve Est-ce que l’océan peut devenir plus salé ? 2.Lacirculationocéanique  Température et salinité, paramètres permettant de déterminer la densité  Densité, paramètre fondamental dans la dynamique des océans • La concentration totale des sels dissous varie en fonction du lieu • Mais la proportion des composants les plus importants reste à peu près constante  Prouve un mélange des eaux océaniques  Equilibre entre les sels amenés par les cours d’eau et ceux extraits (par ex. évaporites)
    25. 25. La circulation de surface Comment se déplacent les masses d’eau ?2.Lacirculationocéanique • Rôle des vents • Rôle de la force de Coriolis : Gyres anticycloniques et cycloniques Carte des vents Carte des courants de surface  L’action des vents se fait sentir jusqu’à 800 m de profondeur  Les courants décrivent de grands mouvements tournants appelés " gyres " • Rôle des continents
    26. 26. La circulation de surface @educnet.edu CARTOGRAPHIE DES COURANTS MARINS DE SURFACE Comment se déplacent les masses d’eau ?2.Lacirculationocéanique • Rôle des vents : Alizés (courants équatoriaux), vents d’ouest (courant circumpolaire) Vitesse moyenne courants de surface : quelques cm/s (~2 m/s Gulf Stream au large de la Floride) Cf. TD
    27. 27. Distribution verticale de température – stratification des eaux @isitv.univ-tln.fr/~lecalve Pomerol et al. (2005) – Éléments de Géologie, Dunod La circulation profonde Comment se déplacent les masses d’eau ?2.Lacirculationocéanique Couche de surface (ou couche de mélange) : 50 à 200 m (températures ~ celles de surface Couche thermocline : 200 à 1000 m (température décroît avec la profondeur) Couche profonde : jusqu'au fond, caractérisée par des températures faibles et homogènes  L’océan est stratifié
    28. 28. Pomerol et al. (2005) – Éléments de Géologie, Dunod La circulation thermohaline Comment se déplacent les masses d’eau ?2.Lacirculationocéanique Circulation océanique globale, profonde, liée à la température et à la salinité des masses d'eau Une molécule d'eau fait le circuit entier en environ 1000 ans Vitesse moyenne courants profonds : ~mm/s
    29. 29. Le changement climatique A. Vous y croyez B. Vous n’y croyez pas
    30. 30. Pour vous, si changement climatique il y a, il est d’origine A. Humaine B. Géologique C. Solaire
    31. 31. Ce qu’il faut retenir… • Les moteurs des circulations atmosphériques et océaniques • Structure et compositions des enveloppes atmosphériques et océaniques • La dynamiques des océans (circulations de surface et thermohaline) et de l’atmosphère (cellules de convection, systèmes de basse et haute pression, zonation climatique) • Les Forces de Coriolis (principes et conséquences) • Notions d’albédo, d’effet de serre et bilan radiatif • Variations du niveau des mers (moteurs, vitesses, amplitudes)
    32. 32. www.jpl.nasa.gov et demain ? Les variations du niveau marin Topex-Poseidon Jason • 12 dernières années : niveau moyen global de la mer s’est élevé de près de 3 mm par an 2.Lacirculationocéanique

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