Utilisateur:AmelieDenorme/Brouillon
À l'attention du visiteur, ou de la visiteuse, impromptu·e : ceci est la zone de travail d'un groupe d'étudiant·e·s (jusque début 2020). Veuillez ne rien modifier tant que ce messsage est présent. Merci de votre compréhension. -- L'enseignant tuteur de ce travail, @Éric38fr(papoter autour d'un verre), 02 nov.2019 à 17:42 (CET).
Travail réalisé apès recopie de l'article "General circulation model", version datée de " 00:29, 2 December 2019"
CIRCULATION ATMOSPHÉRIQUE MARTIENNE ET MODELISATION
Bien que Mars soit plus petite, sa masse représentant environ 11 % de la masse de la Terre, et plus éloignée du Soleil que la Terre, son climat présente des similitudes importantes, comme la présence de calottes polaires, des changements saisonniers et la présence de particularités météorologiques observables, attirant les planétologistes et les climatologistes. Cependant, même si le climat de Mars a des similitudes avec celui de la Terre incluant les saisons et des âges glaciaires périodiques, il y a également des différences, telle une inertie thermique beaucoup plus faible pour Mars. L'atmosphère de Mars a une hauteur d'échelle d'environ 11 km, 60 % plus importante que sur Terre. Le climat revêt une grande importance pour savoir si la vie est ou a été présente sur la planète.
Un modèle de circulation générale (MCG) est un type de modèle climatique. Il utilise un modèle mathématique de la circulation générale d'une atmosphère planétaire ou d'un océan. Il utilise les équations de Navier-Stokes sur une sphère tournante avec des termes thermodynamiques pour diverses sources d'énergie (rayonnement, chaleur latente). Ces équations sont à la base des programmes informatiques utilisés pour simuler l'atmosphère terrestre ou les océans. Les MCG atmosphériques et océaniques (MCGA et MCGG) sont des composantes clés, tout comme les composantes de la glace de mer et de la surface terrestre.
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/1/17/Mars_plan%C3%A8te_1.jpg/220px-Mars_plan%C3%A8te_1.jpg)
Les versions conçues pour des applications climatiques à l'échelle de la décennie à celle du siècle ont été créées à l'origine par Syukuro Manabe et Kirk Bryan au Geophysical Fluid Dynamics Laboratory (GFDL) à Princeton, New Jersey. Ces modèles sont basés sur l'intégration d'une variété d'équations dynamiques des fluides, chimiques et parfois biologiques.
Histoire
modifierLe climat de Mars a été un sujet de curiosité scientifique durant des siècles, notamment parce que Mars est la seule planète tellurique dont la surface peut être directement observée en détail depuis la Terre, à l'aide d'un télescope.
Le premier survol martien a été effectué par Mariner 4 en 1965. Les missions Mariner suivantes (Mariner 6 et Mariner 7) apportèrent d'autres informations basiques sur le climat. Les études climatiques débutèrent réellement avec le programme Viking en 1975 et se poursuivent avec des sondes comme Mars Reconnaissance Orbiter.
Ce travail d'observation est complété par un type de simulation informatique appelée le Mars general circulation model (en).
En 1956, Norman Phillips a développé un modèle mathématique qui représentait de façon réaliste les tendances mensuelles et saisonnières dans la troposphère. Il est était le premier modèle climatique réussi. À la suite travaux de Phillips, plusieurs groupes ont commencé à travailler pour créer des MCG. Le premier à combiner les processus océaniques et atmosphériques a été développé à la fin des années 1960 au Laboratoire de dynamique des fluides géophysiques de la NOAA. Au début des années 1980, le National Center for Atmospheric Research a élaboré le modèle de l'atmosphère communautaire; ce modèle n'a cessé d'être affiné. En 1996, on a commencé à modéliser les types de sols et de végétation. Plus tard, le modèle HadCM3 du Centre Hadley pour la recherche et la prévision climatique a couplé des éléments océan-atmosphère. Le rôle des ondes de gravité a été ajouté au milieu des années 80. Celles-ci sont nécessaires pour simuler avec précision les circulations à l'échelle régionale et mondiale.
Atmosphère martienne
modifier![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/2/2a/Topographie_martienne.jpg/220px-Topographie_martienne.jpg)
(extrait de la thèse Dynamique méso-échelle de l’atmosphère martienne : développement d’un modèle météorologique et analyse des observations OMEGA / Mars Express, de Aymeric Spiga, 2008)
Fig. II.1 – Topographie martienne mesurée avec une précision de 30 cm par l’altimètre MOLA à bord de Mars Global Surveyor entre 1999 et 2001. La différence d’altitude ("dichotomie") entre les basses plaines du nord et les hauts terrains cratérisés du sud apparaît clairement sur cette carte. Le "zéro" du champ topographique est défini par l’altitude moyenne, associée à une pression de 610.5 Pa. Olympus Mons et les trois montagnes Tharsis – du sud au nord : Arsia, Pavonis et Ascraeus Mons – sont des volcans éteints particulièrement élevés dont les altitudes absolues sont respectivement 21.2, 17.8, 14 et 18.2 km. Aux antipodes de ces terrains, Elyseum Mons forme un pic isolé d’une altitude de 13.9 km. Ces obstacles gigantesques délimitent trois grands ensembles de plaines au nord de la planète : d’ouest en est Arcadia/Amazonis, Acidalia/Chryse, Utopia Planitia. Dans l’hémisphère sud, deux cratères d’impact sont d’extension et de profondeur particulièrement imposantes : Hellas (profond de ∼ 8 km et large de 2000 km) et Argyre (profond de ∼ 5 km et large de 1800 km). Dans les régions équatoriales à l’est du plateau de Tharsis, Valles Marineris est un gigantesque canyon de 4000 km de long, 700 km de large et jusque 7 km de profondeur. Les sondes
Viking 1 et Pathfinder se sont posées sur la plaine de Chryse [30 − 60W ; 25 − 50N] à l’embouchure des vallées de débâcle Kasei Vallis à l’ouest et Ares Vallis à l’est. Viking 2 a atterri dans les plaines d’Utopia, Opportunity et Spirit respectivement dans les régions de Terra Meridiani (proche de l’équateur et du "Greenwich" martien) et Gusev Crater (cratère à une longitude de 175E sur la limite de dichotomie, à l’embouchure de la vallée fluviale Ma’adim Valles). Dernière arrivée sur Mars, la sonde Phoenix s’est posée sur l’extrémité nord d’Arcadia à une latitude d’environ 68° (en haut à gauche sur la présente carte).
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/3/3a/Tableau_valeurs_Mars-Terre.jpg/220px-Tableau_valeurs_Mars-Terre.jpg)
Bilan radiatif
modifierMars reçoit en moyenne deux fois moins d’insolation que la Terre. Son atmosphère est très ténue (pression de surface et densité 100 fois plus faibles que sur Terre) et principalement composée de CO2. Une telle composition rend l’atmosphère transparente dans les longueurs d’onde visible : une partie marginale (∼ 1%) du rayonnement solaire incident est absorbée par le CO2 avant d’atteindre la surface martienne. Cette dernière est chauffée par absorption du rayonnement incident visible et se refroidit par émission thermique infra-rouge. Le flux radiatif émis par la surface dans l’infra-rouge est en partie absorbé par l’atmosphère, principalement dans la bande du CO2 à 15 μm.
La vapeur d’eau est sur Mars en quantité trop insuffisante pour induire un effet radiatif tangible [Savijärvi, 1991]. Bien que l’atmosphère martienne soit constituée de 95% de CO2, l’effet de serre, c’est-à-dire la part du rayonnement infra-rouge absorbée par l’atmosphère qui est ré-émise vers la surface, est d’une amplitude très modeste sur Mars (5 K) en raison des faibles pressions et de l’étroitesse de la bande d’absorption/émission du CO2 à 15 μm. La température moyenne de la surface martienne est donc proche de la température d’équilibre Te, contrairement au cas extrême de Vénus et son atmosphère très épaisse[1] de CO2.
Propriété de la surface
modifierBilan énergétique
modifierLe bilan d’énergie à la surface s’écrit
FLW + FSW = G + Hs + LE (II.1)
où G est le flux dans le sol, FSW le flux net solaire absorbé, FLW le flux net infra-rouge thermique, LE et Hs respectivement les flux de chaleur latente et de chaleur sensible du sol vers l’atmosphère. Un exemple de bilan martien est donné par la figure II.2. Contrairement aux conditions terrestres, le flux de chaleur sensible est très faible : les estimations au site Viking de Sutton et al. [1978] à midi durant l’été donnent Hs ∼ 18 W m−2. Plus généralement, Hs varie entre 10 et 30 W m−2 soit 10 à 15 fois moins que sur Terre. Cette différence entre les deux planètes s’explique par la capacité calorifique atmosphérique plus faible sur Mars que sur Terre et surtout le caractère très ténu de l’atmosphère martienne (le flux de chaleur sensible peut s’exprimer par Hs ∝ ρ cp ||vs|| (θs − Tsol), où l’indice " s " indique les valeurs atmosphériques à proximité directe du sol). Le flux de chaleur latente LE est par ailleurs négligeable sur Mars [Savijarvi et al., 1999], comme dans les zones terrestres les plus arides. Les régions polaires martiennes, siège de la condensation/sublimation du CO2, font cependant figures d’exception.
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/6/68/Evolution_du_flux_de_surface_repris.jpg/220px-Evolution_du_flux_de_surface_repris.jpg)
Fig. II.2 – Les valeurs sont extraites d’une simulation par un modèle unidimensionnel de transfert radiatif et correspondent à une moyenne sur l’intervalle Ls = 1 − 11°. Le flux net solaire absorbé FSW est représenté par des tirets et le flux net infrarouge thermique FLW est indiqué par des points et des tirets. Le flux de chaleur sensible Hs, extrêmement faible en comparaison des deux autres termes, est en pointillés. Le flux dans le sol G est calculé à partir de l’équation : le flux de chaleur sensible très modéré conduit à une surface très proche de l’équilibre radiatif. Image extraite de Savijärvi and Kauhanen [2008].
Variation de température
modifierAinsi, le flux de chaleur dans le sol, donc la température de surface, sont presque exclusivement contrôlés par l’équilibre radiatif entre rayonnement visible absorbé et émission infra-rouge par la surface. L’inertie thermique de la surface martienne étant faible, la température de surface est donc très sensible aux variations de flux solaire incident. Une conséquence importante est la relative indépendance de la température de surface sur Mars par rapport à l’altitude : les montagnes agissent comme une source de chaleur pour l’environnement atmosphérique l’après-midi.
L’inertie thermique I mesure la résistance thermique d’un milieu à un apport ou un déficit de chaleur. L’expression de I (J.m−2.s−1/2.K−1) s’obtient en déduisant d’une équation simple de conduction thermique de Fourier, par analyse dimensionnelle, l’épaisseur de peau thermique
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/8/8f/Inertie_thermique.jpg/220px-Inertie_thermique.jpg)
Un milieu est donc de faible inertie thermique lorsqu’il ne peut stocker que de petites quantités de chaleur (faible capacité calorifique cp) et/ou qu’il ne peut transmettre cette chaleur que dans ses couches superficielles (faible conductivité thermique λ). Les océans terrestres constituent un exemple bien connu de milieu à très forte inertie thermique, de par leur grande capacité calorifique. Autre exemple bien connu, l’inertie thermique des terrains rocheux martiens est plus élevée que l’inertie thermique des terrains poussiéreux, principalement pour des raison de conductivité thermique. L’inertie thermique peut d’ailleurs permettre sous certaines conditions d’estimer la taille des grains dans les sols non consolidés [Presley and Christensen, 1997].
Dépourvue d’océans, Mars forme un gigantesque désert de faible inertie thermique : I dépasse rarement 400 J.m−2.s−1/2.K−1 pour la plupart des sols martiens. Pour qualifier
les grands ensembles sur le champ d’inertie thermique planétaire, le terme de "continents thermiques" est parfois employé. L’inertie thermique n’est pas une quantité observable
directement et sa détermination requiert la combinaison de mesures de température de surface et d’un modèle simulant les variations thermiques du sol [Putzig and Mellon, 2007].
A la surface martienne, le contraste de température entre le jour et la nuit peut fréquemment atteindre 100 K. Par ailleurs, la forte excentricité de l’orbite de Mars, provoquant des changements saisonniers d’insolation de 40% (à comparer avec les 6% terrestres), induit un cycle saisonnier particulièrement asymétrique, les étés sud étant plus courts et plus chauds à la fois. La température de la surface martienne varie ainsi de 140 K dans la nuit polaire jusque 300 K dans les régions subtropicales sud à l’aphélie.
Inversement, à insolation constante, de fortes variations géographiques de la température de surface martienne peuvent résulter des variations locales des propriétés du sol, principalement l’albédo (part du rayonnement incident réfléchie par la surface), l’inertie thermique et l’inclinaison du terrain. De telles variations diurnes, saisonnières et régionales de la température de surface ont une influence centrale sur le climat de la planète via le forçage radiatif dans l’infra-rouge à la base de l’atmosphère. Fenton et al. [2007] ont montré que les changements d’albédo à la surface de Mars depuis trente ans, principalement par redistribution de la poussière par les tempêtes, ont provoqué un forçage climatique significatif. De façon un peu théâtrale, ces mêmes auteurs concluent que Mars connaît, à l’instar de la Terre, un réchauffement climatique global !
Le forçage de l’atmosphère par les variations de température de surface est d’autant plus développé sur Mars que le temps de réponse radiatif dans l’infra-rouge y est très court, en raison de la forte concentration de CO2, espèce radiativement très active, et le caractère ténu de l’atmosphère martienne.
A condition qu’elle abrite des particules radiativement actives, une atmosphère de pression plus faible se caractérise par une constante de relaxation radiative τ R plus courte [Goody
and Belton, 1967]. En effet, lorsque la pression diminue, la densité diminue également mais l’énergie radiative absorbée n’est pas proportionnelle à la densité. Nous pouvons illustrer
ce point avec un calcul simpl(ist)e sur une couche atmosphérique d’épaisseur e, de densité ρ et se comportant comme un corps noir de température Te (σ est la constante de Stefan-Boltzmann). Le temps caractéristique τ R pour dissiper radiativement une perturbation thermique T = ∆T de l’équilibre radiatif de la couche avec les couches environnantes est donné par la conservation de l’énergie
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/5/55/Conservation_%C3%A9nergie.jpg/220px-Conservation_%C3%A9nergie.jpg)
L’expression de τR traduit bien le point mentionné précédemment. Le rapport entre les constantes de temps radiatives martiennes et terrestres est donc principalement contrôlé
par la différence de densité. Les valeurs du tableau II.1 donnent
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/4/42/Temps_radiatifs.jpg/220px-Temps_radiatifs.jpg)
soit un très fort amortissement radiatif dans l’atmosphère martienne, deux ordres de grandeur plus élevé que sur Terre. Dans les conditions typiques pour la basse atmosphère terrestre et martienne données par le tableau II.1, τMars est de l’ordre de la journée alors que τ Terre est de l’ordre du mois. L’estimation (II.6) reste illustrative plus que quantitativement valable. Cependant, par des calculs plus élaborés distinguant les molécules radiativement actives dans l’infra-rouge thermique sur Mars (CO2) et sur Terre (H2O), Goody and Belton [1967] évaluent τMars/τ Terre entre 1/5 et 1/100, ce qui ne contredit pas l’ordre de grandeur trouvé par le calcul simpliste précédent.
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/8/88/Cartes_d%27Alb%C3%A9do_martien.jpg/220px-Cartes_d%27Alb%C3%A9do_martien.jpg)
Fig. II.3 – [HAUT] Cartes d’albédo martien : (a) Albédo bolométrique mesuré par le spectromètre thermique TES sur Mars Global Surveyor (MGS), superposé à une carte topographique pour l’effet d’ombre et teinté d’ocre pour rendre la carte plus " martienne". (b) Différences d’albédo (parfois très significatives) entre les mesures TES et les mesures Viking IRTM vingt ans plus tôt. Image extraite de Fenton et al. [2007]. [BAS] Carte d’inertie thermique de nuit, évaluée à partir des mesures MGS/TES. Les " bandes" que l’on distingue sur la figure correspondent à des biais de la méthode de mesure, sensible aux différences thermiques saisonnières. Le tiu (thermal inertia units, mais également Mars en anglais ancien) est une unité proposée par les auteurs de la carte pour remplacer le pourtant très charmant J.m−2.s−1/2.K−1. Image extraite de Putzig and Mellon [2007].
Vents catabatiques martiens
modifier(extrait de la thèse Une plongée dans la dynamique méso-échelle des atmosphères planétaires, de Aymeric Spiga, 2016)
L’atmosphère de Mars est sujette à de forts vents catabatiques (ou des vents de pente). Ils sont proches de la surface des pentes topographiques et se forment en raison des inversions de température dans les premières dizaines de mètres au-dessus du sol. Ils sont provoqués par le fort refroidissement radiatif nocturne. Ces inversions se retrouvent sur tout le relief topographique de Mars. Cela fait que la température de surface de Mars est similaire sur toute sa surface, que ce soit en haut des montagnes ou dans les plaines.
Les vents catabatiques martiens sont à même de jouer un rôle central dans le bilan global de soulèvement de poussières depuis la surface. Ces particules de poussière alors misent en suspension vers l’atmosphère jouent un rôle climatique essentiel par leur propriétés de diffusion / absorption dans le visible et l’infrarouge.
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/a/ad/Structures_g%C3%A9ologique.jpg/220px-Structures_g%C3%A9ologique.jpg)
Impact géologique
modifierL’érosion éolienne de la surface de Mars donne naissance à des signatures géologiques caractéristiques, tel que les stries et les champs de dune. (figure 2)
Figure 2 : Les structures géologiques sur les pentes des volcans indiquent le sens des vents catabatiques. Les vents proche-surface d’une simulation méso-échelle du volcan Pavonis Mons sont indiqués par des vecteurs sur un champ coloré représentant la topographie. Les flèches rouges indiquent le sens du vent dominant déduit des spire streaks observées à la surface sur les pentes du volcan.
Impact thermique
modifierL’impact des vents catabatiques sur la surface de Mars n’est pas uniquement éolien, mais également thermique.
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/8/8c/Vents_catabatiques.jpg/218px-Vents_catabatiques.jpg)
Les contrastes de température de surface observés par télédétection infrarouge à proximité de terrains accidentés martiens (falaises d’Olympus Mons et autres volcans éteints de Tharsis, pentes d’Amazonis Planitia et Lycus Sulci, remparts des cratères dans Utopia Planitia) sont causés par un chauffage intense par les vents catabatiques jusqu’à +20 K à la surface martienne.
L’impact respectivement éolien et thermique des vents catabatiques est relié simplement à l’évidence qu’ils transportent de la quantité de mouvement et de la chaleur. Il est donc tout aussi évident que, dans un cratère, ces systèmes de vents vont transporter des espèces chimiques vers l’intérieur du cratère chaque nuit et l’extérieur chaque jour. Ainsi, dans le cratère Gale, le transport régional de vapeur d’eau est une combinaison de l’influence des vents de pente causés à la fois par les remparts du cratère (imposant un fort cycle diurne), mais également par la limite de dichotomie équatoriale entre les hauts plateaux cratérisés du Sud et les basses plaines basaltiques du Nord. (figure 3)
Figure 3: Les vents catabatiques réchauffent la base des pentes des obstacles topographique martiens (ici, Olympus Mons). Les vents catabatiques qui dévalent les pentes du volcan éteint Olympus Mons la nuit sont reproduits par modélisation méso-échelle (figure du haut : vecteurs pour les vents horizontaux, échelle bleue pour les vents verticaux, lignes de niveau pour la topographie). Les simulations ont permis de découvrir un chauffage significatif de la surface (figure du bas : couleurs pour la température de surface) formant un “anneau chaud” à la base des pentes d’Olympus Mons, a priori inattendu puisque l’inertie thermique de la surface est supposée constante sur toute la scène dans cette simulation.
Régions polaires
modifier![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/d/d8/Calotte_polaire_martienne.jpg/220px-Calotte_polaire_martienne.jpg)
Dans les régions polaires, les vents catabatiques qui descendent sur les pentes des calottes polaires résultent d’un équilibre entre accélération catabatique, friction et (principale différence par rapport aux régions aux plus basses latitudes) accélération de Coriolis. Cette dernière force cause une déviation des vents par rapport à la ligne de plus grande pente.
Dans les régions polaires nord, les vents catabatiques jouaient un rôle primordial dans le transport de fines particules de gypse présentes à la fois sur la calotte polaire nord et les champs de dune alentour.
L’ablation de matériel par les vents paraît particulièrement efficace sur les pentes sous le vent des crevasses géantes (troughs) qui strient la calotte polaire. D’ailleurs, les particules de gypse (seul ou agrégés à de la glace) composant les champs de dune à l’extérieur de la calotte (Circumpolar Dune Field) proviennent initialement de cette calotte, ce qui suggère par là-même le lien avec le transport vers l’extérieur de la calotte imposé par les vents catabatiques. (figure 4)
Puisque les vents catabatiques ont un rôle thermique, la calotte saisonnière polaire de CO2, composant principal de l’atmosphère martienne, voit sa température fixée par l’équilibre gaz-solide. Les vents catabatiques qui soufflent sur les pentes marquées de cette calotte en hiver ne peuvent donc pas chauffer la surface dans cette configuration : le flux de chaleur sensible induit par les vents catabatiques entraîne plutôt une augmentation de la sublimation du CO2.
Nuages de glace
modifier(extrait de la thèse Dynamique méso-échelle de l’atmosphère martienne : développement d’un modèle météorologique et analyse des observations OMEGA / Mars Express, de Aymeric Spiga, 2008)
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/8/81/Nuage_de_glace_.jpg/220px-Nuage_de_glace_.jpg)
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/7/71/Nuages_de_glace_martiens.jpg/220px-Nuages_de_glace_martiens.jpg)
Sur Mars, les nuages sont formés de glace de dioxyde de carbone et de glace d'eau. Les nuages de glace d'eau martiens sont similaires aux cirrus terrestre. Des nuages ténus de glace carbonique ressemblant aux nuages noctulescents ont également été trouvés entre 80 km et 100 km par Mars Express.
Les nuages de glace d’eau ont une influence radiative dont les météorologues martiens n’ont mesuré l’importance que très récemment [Colaprete and Toon, 2000]. Les nuages les plus épais se trouvent dans les régions tropicales pendant l’été nord entre Ls = 60° et 140° (nuages d’aphélie, aphelion cloud belt) et autour des calottes polaires saisonnières (" capuche " polaire, polar hood). Les nuages de glace d’eau diffusent et absorbent le rayonnement solaire et augmentent l’émissivité de l’atmosphère dans l’infra-rouge (ce dernier effet semble être dominant).
Localement, le nuage refroidit son environnement par une émission radiative accrue dans l’infra-rouge, provoquant les profondes inversions identifiées sur les profils de température mesurés par radio-occultation MGS [Hinson and Wilson, 2004]. Il résulte de cette émission thermique un chauffage de l’atmosphère au-dessus de 1 hPa [Wilson et al., 2008]. Les températures de surface sont également modifiées en présence de nuages de glace d’eau : réchauffement nocturne par émission thermique atteignant +25 K et refroidissement diurne par effet d’écran d’environ −5 K [Wilson et al., 2007].
Tempêtes de poussières
modifier![Tempêtes de poussières Mars](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/7/75/Temp%C3%AAtes_de_poussi%C3%A8res_Mars.jpg/220px-Temp%C3%AAtes_de_poussi%C3%A8res_Mars.jpg)
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/0/07/Temp%C3%AAte_de_poussi%C3%A8res_sur_Mars.jpg/220px-Temp%C3%AAte_de_poussi%C3%A8res_sur_Mars.jpg)
Des tempêtes de poussières balayent périodiquement la surface de la planète Mars. Elles peuvent être très localisées mais de 1877 à août 2003, au moins 10 tempêtes planétaires furent reportées, les plus importantes ayant eu lieu en 1956, 1971, 1973, 1977, 1982 et 2001.
Cause
modifierLes tempêtes de poussières sur Mars ont les mêmes causes que les tourbillons de poussières dans les déserts sur Terre. Le rayonnement solaire réchauffe l'air dans la couche proche de la surface alors que les couches supérieures demeurent très froides. L'air chaud étant moins dense que l'air froid, la masse d'air est instable et la poussée d'Archimède la fait monter. Une convergence des vents au sol, pour remplacer l'air des parcelles d'air qui montent, déplace la poussière dans le processus. Celle-ci est également aspirée en altitude en tourbillonnant.
Comme la pression atmosphérique n'est que le centième de la pression terrestre et que la friction est faible, ces tourbillons peuvent atteindre de très grandes dimensions. Ces grandes tempêtes se combinent parfois en tempêtes globales, couvrant l'ensemble de la planète dans la poussière atmosphérique. Les plus imposantes ne se produisent que pendant l'été austral de Mars. À ce moment, la planète est à son plus proche du Soleil et le contraste de température entre les hémisphères est à son maximum, permettant le déclenchement du processus.
Les tempêtes globales soulèvent assez de poussières pour couvrir complètement la planète et bloquer le soleil, mais cela sonne leur glas. Le rayonnement solaire n'atteignant plus la surface de la planète, elles se dissipent finalement. Les observations depuis les années 1950 ont démontré leur fréquence d'une à toutes les trois années martiennes. Les tempêtes de plus petite envergure sont beaucoup plus fréquentes.
Classification
modifierClassification de Cantor et al. (2001)
modifierDes tempêtes de poussières se produisent à plusieurs échelles sur Mars. Ces tempêtes peuvent être classées en trois grandes catégories : locales, régionales et planétaires. Cantor et al. définissent en 2001 les tempêtes locales comme ayant une taille inférieure à 1,6 million de kilomètres carrés (à comparer à la surface totale de la planète, 144,8 millions de kilomètres carrés) et une durée inférieure à 2 sols. Ils définissent comme tempêtes régionales les tempêtes de taille et durée supérieures.
Nouvelle classification (2016)
modifierLes tempêtes sont maintenant classées en trois catégories, nommées A, B et C :
- Les tempêtes de type A proviennent du pôle Nord pendant l'hiver boréal (en même temps que l'été austral), puis traversent l'équateur en direction de l'hémisphère sud. Lors de l'entrée en contact avec les températures plus chaudes des vents du sud, la tempête de poussière reçoit un coup de pouce automatique augmentant sa taille et de puissance ;
- Les tempêtes de type B sont des tempêtes d'été boréal qui commencent dans l'hémisphère sud. Bien qu'elles ne soient pas aussi grandes en taille que celles de type A, les tempêtes de type B peuvent être tout aussi dangereuses en raison de leur tendance à se regrouper avec d'autres tempêtes de type B et à créer une brume sèche régionale ;
- Les tempêtes de type C trouvent elles leur origine dans l'hémisphère nord pendant l'hiver nordique (en même temps que l'été austral). Comme celles de type A, ces tempêtes se déplacent dans la partie sud de la planète où les vents chauds augmentent sa puissance. Cependant, les tempêtes de type C peuvent varier en taille et en puissance de façon plus importante que les tempêtes de type A et de type B.
Effets
modifierLe rover Spirit après la tempête de poussières de 2007.
Les vents dans une tempête martienne peuvent atteindre 100 km/h mais la pression atmosphérique n'est que d'un centième de celle sur Terre. Cela veut dire que ces vents sont équivalents à un vent beaucoup plus faible sur Terre. Même les tempêtes globales ne peuvent soulever que la fine couche de poussière de surface, celle-ci ayant la consistance de la poudre de talc, qui est toujours disponible car aucune pluie ne vient l'amalgamer. Celle-ci ne peut causer beaucoup de dégâts, surtout une érosion lente par friction. Cependant, elle pourrait être préjudiciable aux sondes spatiales qui s'y posent en bloquant le rayonnement solaire et en s'accumulant sur les panneaux solaires.
Quand la sonde Mariner 9 est arrivée en orbite en 1971, au lieu d'images détaillées et claires elle envoya des photos floues en pleine tempête de poussières, seul le volcan Olympus Mons était clairement visible. La tempête dura des mois. Le 26 juin 2001, le télescope Hubble a noté le début d'une tempête dans le bassin Hellas Planitia. Celle-ci, qui prit une ampleur planétaire, dura des mois et couvrit le ciel martien de poussières, augmentant son albédo et réduisant la température moyenne diurne de surface de 4 °C la saison suivante.
Au milieu de 2007, une autre tempête globale a posé un sérieux problème aux robots Spirit et Opportunity de la mission Mars Exploration Rover. Leurs panneaux solaires ne pouvant fournir assez d'énergie, la plupart de leurs fonctions furent mises hors-circuit jusqu'à la fin de la tempête. Même après, les poussières collant aux panneaux réduisirent leur autonomie.
Liste de tempêtes importantes
modifier- Tempête de poussières de 1956
- Tempête de poussières de 1971
- Tempête de poussières de 1973
- Tempête de poussières de 1977
- Tempête de poussières de 1982
- 1999
- aout 2000
- Tempête de poussières planétaire de juin à octobre 2001,,,
- décembre 2002
- Tempête de poussières de mai-juin 2003,,
- Tempête de poussières de décembre 2004
- Tempête de poussières de la mi-2007,
- Tempête de poussières de 2008
- Tempête de poussières de janvier-février 2010,
- Tempête de poussières de novembre 2012,,
- Tempête de poussières d'octobre 2014
- Tempête de poussières de mai-juin 2018
Tempête de mai-juin 2018
modifierLe 30 mai 2018, le Mars Reconnaissance Orbiter (MRO) détecte une tempête. Celle-ci se développe au cours des jours suivants et couvre, le 12 juin, 35 millions de kilomètres carrés, soit un quart de la surface de la planète. Cette tempête a lieu près de là où se trouve l'astromobile Opportunity (MER-B). La profondeur optique τ atteint la valeur de 10,8, ce qui signifie que seulement 0,0020 % de la lumière solaire atteint le sol et que donc il y fait complètement nuit même en plein jour. Pour cette raison, Opportunity, dont l'énergie est fournie par des panneaux solaires, est obligé de cesser ses activités puis à entrer en mode de défaut de faible puissance.
Modèle de circulation générale
modifierTerminologie
modifierL'acronyme MCG signifiait à l'origine Modèle de Circulation Générale. Récemment, une deuxième signification est apparue, à savoir Modèle climatique global. Bien qu'ils ne désignent pas la même chose, les modèles de circulation générale sont généralement les outils utilisés pour modéliser le climat, et les deux termes sont donc parfois utilisés de façon interchangeable. Toutefois, l'expression " modèle climatique global" est ambiguë et peut désigner un cadre qui intègre de multiples composantes, dont un modèle de circulation générale, ou peut désigner la catégorie générale des modèles climatiques qui utilisent divers moyens pour représenter le climat de façon mathématique.
Moyens utilisés pour modéliser l'atmosphère
modifierLes MCG tridimensionnels (plus précisément quadridimensionnels) appliquent des équations discrètes pour le mouvement des fluides et les intègrent dans le temps. Ils contiennent des paramétrages pour des processus tels que la convection qui se produisent à des échelles trop petites pour être résolus directement.
Un modèle simple de circulation générale (MCG) consiste en un noyau dynamique qui relie des propriétés telles que la température à d'autres telles que la pression et la vitesse. Des exemples sont des programmes qui résolvent les équations primitives, étant donné l'apport d'énergie et la dissipation d'énergie sous forme de frottement dépendant de l'échelle, de sorte que les ondes atmosphériques ayant les plus grands nombres d'onde sont les plus atténuées. De tels modèles peuvent être utilisés pour étudier les processus atmosphériques, mais ne conviennent pas aux projections climatiques.
Les MCG atmosphériques (MCGA) modélisent l'atmosphère (et contiennent généralement un modèle de la surface terrestre également) en utilisant des températures de surface de la mer (TSM) imposées .
Les MCGA sont constitués d'un noyau dynamique qui intègre les équations du mouvement des fluides, généralement pour :
- la pression de surface
- les composantes horizontales de la vitesse en couches
- température et vapeur d'eau en couches
- rayonnement, divisé en solaire/onde courte et terrestre/infrarouge/onde longue
- paramètres pour :
- la convection
- processus de surface du sol
- albédo
- hydrologie
- couverture de nuage
Un MCG contient des équations de pronostic qui sont fonction du temps (généralement les vents, la température, l'humidité et la pression de surface) ainsi que des équations de diagnostic qui sont évaluées à partir de celles-ci pendant une période de temps spécifique. Par exemple, la pression à n'importe quelle hauteur peut être diagnostiquée en appliquant l'équation hydrostatique à la pression de surface prédite et aux valeurs prédites de la température entre la surface et la hauteur d'intérêt. La pression est utilisée pour calculer la force du gradient de pression dans l'équation en fonction du temps pour les vents.
Les MCGO modélisent l'océan (avec les flux de l'atmosphère imposés) et peuvent contenir un modèle de glace de mer. Par exemple, la résolution standard du HadOM3 est de 1,25 degrés en latitude et en longitude, avec 20 niveaux verticaux, ce qui donne environ 1 500 000 variables.
Les AOGCM (p. ex. HadCM3, GFDL CM2.X) combinent les deux sous-modèles. Ils suppriment la nécessité de spécifier les flux à l'interface de la surface de l'océan. Ces modèles sont à la base des prévisions des modèles du climat futur, tels que ceux qui sont discutés par le GIEC. Les AOGCM internalisent autant de processus que possible. Ils ont été utilisés pour fournir des prévisions à l'échelle régionale. Bien que les modèles les plus simples soient généralement susceptibles d'être analysés et que leurs résultats soient plus faciles à comprendre, les AOGCM peuvent être presque aussi difficiles à analyser que le climat lui-même.
Convection
modifierLa majeure partie de la convection libère de la chaleur latente et est importante pour le budget énergétique de la Terre. La convection se produit à une échelle trop petite pour être résolue par les modèles climatiques, et doit donc être traitée par le biais de paramètres. Cela se fait depuis les années 1950. Akio Arakawa a effectué une grande partie des premiers travaux, et des variantes de son schéma sont toujours utilisées, bien qu'une variété de schémas différents soient maintenant en usage. Les nuages sont aussi typiquement traités avec un paramètre, pour un manque d'échelle similaire. La compréhension limitée des nuages a limité le succès de cette stratégie, mais pas en raison de certaines lacunes inhérentes à la méthode.
Logiciels
modifierLa plupart des modèles comprennent un logiciel permettant de diagnostiquer un large éventail de variables pour les comparer aux observations ou à l'étude des processus atmosphériques. Un exemple est la température de 2 mètres, qui est la hauteur standard pour les observations de la température de l'air près de la surface. Cette température n'est pas directement prédite par le modèle, mais elle est déduite des températures de surface et de la couche la plus basse du modèle. D'autres logiciels sont utilisés pour créer des graphiques et des animations.
Différents modèles
modifierModèles du système terrestre
modifierLes MCG peuvent faire partie de modèles du système terrestre, par exemple en couplant des modèles de calottes glaciaires pour la dynamique des calottes glaciaires du Groenland et de l'Antarctique, et un ou plusieurs modèles de transport de produits chimiques (MTC) pour les espèces importantes pour le climat. Ainsi, un modèle de transport chimique du carbone peut permettre à un MCG de mieux prévoir les changements anthropiques des concentrations de dioxyde de carbone. En outre, cette approche permet de tenir compte de la rétroaction intersystèmes : par exemple, les modèles chimie-climat permettent d'étudier les effets des changements climatiques sur le trou d'ozone.
Modèles à convection radiative (MCR)
modifierDes modèles unidimensionnels radiatifs-convectifs ont été utilisés pour vérifier les hypothèses climatiques de base dans les années 1980 et 1990.
Modèles de systèmes terrestres de complexité intermédiaire (EMIC)
modifierLe modèle Climber-3 utilise un modèle statistique-dynamique à 2,5 dimensions avec une résolution de 7,5° × 22,5° et un pas de temps de 1/2 par jour. Un sous-modèle océanique est le MOM-3 (Modular Ocean Model) avec une grille de 3,75° × 3,75° et 24 niveaux verticaux.
Sources
modifierRéférences
modifier"https://en.wikipedia.org/wiki/General_circulation_model"
(en) Ian Roulstone et John Norbury, Invisible in the Storm: the role of mathematics in understanding weather, Princeton University Press, (ISBN 978-0691152721, lire en ligne)
- Atmospheric Model Intercomparison Project (AMIP)
- Atmospheric Radiation Measurement (ARM) (in the US)
- Earth Simulator
- Global Environmental Multiscale Model
- Ice-sheet model
- Intermediate General Circulation Model
- NCAR
- Prognostic variable
Liens externes
modifier- https://www2.physics.ox.ac.uk/research/geophysical-fluid-dynamics/research/mars-gcm-and-data-assimilation
- https://spacescience.arc.nasa.gov/mars-climate-modeling-group/
- https://www.cosmos.esa.int/documents/1499429/1583871/Neary_L.pdf
- https://web.archive.org/web/20070210004938/http://www-mgcm.arc.nasa.gov/mgcm/HTML/research.html
- https://www2.physics.ox.ac.uk/research/geophysical-fluid-dynamics/research/mars-gcm-and-data-assimilation
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- http://sesp.esep.pro/fr/pages_circulation-globale/gcm-decouvrir-ajd.html
- https://spacescience.arc.nasa.gov/mars-climate-modeling-group/
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- https://web.archive.org/web/20060203201853/http://www-mars.lmd.jussieu.fr/mars/doc_gcm/main/main.html
- https://www.youtube.com/watch?v=Q5YOhUiwedg&list=PL_X-kuFIs6898FXXAKshb8nm7CDIR_vFQ&index=8
- https://www.youtube.com/watch?v=j-fPspvTjss&list=PL_X-kuFIs6898FXXAKshb8nm7CDIR_vFQ&index=9
- https://www.youtube.com/watch?v=BAI66dZt658&list=PL_X-kuFIs6898FXXAKshb8nm7CDIR_vFQ&index=22&pbjreload=10 https://www.coriolis.polytechnique.fr/Confs/Forget_conf.pdf
- https://www.sciencesetavenir.fr/espace/simuler-le-climat-des-exoplanetes-pour-comprendre-l-emergence-de-la-vie-ailleurs_115510
- https://www.futura-sciences.com/sciences/actualites/univers-glaciers-pourraient-reapparaitre-mars-8057/
- https://www.franceinter.fr/sciences/sur-mars-la-nuit-il-neige
- https://www.science-et-vie.com/archives/venus-saturne-mars-leur-climat-nous-interesse-15488
- http://www-mars.lmd.jussieu.fr/
- http://www.lmd.jussieu.fr/~aslmd/rapport_hdr_spiga.pdf
- https://tel.archives-ouvertes.fr/tel-00347021/file/these_spiga_web.pdf
- https://www.youtube.com/watch?v=Q5YOhUiwedg&list=PL_X-kuFIs6898FXXAKshb8nm7CDIR_vFQ&index=8
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- https://www.youtube.com/watch?v=BAI66dZt658&list=PL_X-kuFIs6898FXXAKshb8nm7CDIR_vFQ&index=22&pbjreload=10 https://fr.wikipedia.org/wiki/Temp%C3%AAte_de_poussi%C3%A8res_sur_Mars
Élément de la liste à puces
- IPCC AR5, Evaluation of Climate Models
- « High Resolution Climate Modeling » – with media including videos, animations, podcasts and transcripts on climate models
- « Flexible Modeling System (FMS) », Geophysical Fluid Dynamics Laboratory – GFDL's Flexible Modeling System containing code for the climate models
- Program for climate model diagnosis and intercomparison (PCMDI/CMIP)
- National Operational Model Archive and Distribution System (NOMADS)
- Hadley Centre for Climate Prediction and Research – model info
- NCAR/UCAR Community Climate System Model (CESM)
- Climate prediction, community modeling
- NASA/GISS, primary research GCM model
- EDGCM/NASA: Educational Global Climate Modeling
- NOAA/GFDL
- MAOAM: Martian Atmosphere Observation and Modeling / MPI & MIPT
Modèle:Atmospheric, Oceanographic and Climate Models
Notes de référence
modifier[2] La pression à la surface de Vénus est 92 bars et l’atmosphère est composée en majorité de CO2 (rapport de mélange de 96.5% en dessous de la couche nuageuse). Les nuages d’acide sulfurique H2SO4 entre 45 et 70 km absorbent également dans l’infra-rouge, participant à l’effet de serre total, qui s’élève à environ 500 K.
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