Composantes du bilan énergétique

1
Composantes du bilan énergétique
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
2
TP1
•  TA: Mathilde Péloquin-Guay
•  Email: [email protected]
•  Disponibilité:
!
! Mercredi, 1 février, 1pm – 4pm, locale 235
! Lundi, 6 février, 1pm – 4pm, locale 235
•  « Par courriel, je réponds seulement aux questions TRÈS courtes et/ou qui se répondent
par oui ou par non. »
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 3: 24 janvier 2012
3
Ce que nous savons jusqu'à maintenant ...
Rappelez-vous … le dernier cours!
(Ahrends et al., 2012)
•  Le rayonnement solaire est diffusé et réfléchi par l’atmosphère, les nuages et la surface
terrestre! albédo moyen de 30%
•  Les gaz atmosphériques et les nuages absorbent 19 unités additionnelles. Il reste alors 51
unités de rayonnement solaire court qui sont alors absorbées par la surface terrestre.
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 3: 24 janvier 2012
4
… et vers quoi on se dirige.
Rappelez-vous … le dernier cours!
Non-radiatif
(Ahrends et al., 2012)
• 
• 
Radiatif
342 W m-2
Rayonnement
net
Gains: La surface terrestre absorbe 51 unités de rayonnement solaire court et 96 unités à ondes
longues des gaz atmosphériques et des nuages ! 147 unités de l’énergie solaire incidente
arrivent à la surface de la Terre, étant donné l'absorption et l'émission des gaz à effet de serre à
ondes courtes et longues.
Pertes: La surface terrestre équilibre la perte des 147 unités radiatifs par une radiation à ondes longues
(117 unités) et par les flux de chaleur latente, sensible et ground heat flux. (Ensemble : 30 unités nonradiatifs).
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Séance 3: 24 janvier 2012
5
Le Soleil et la Terre: disque vs. sphère
Rappelez-vous … le dernier cours!
342 W m-2 = TOA
Rayonnement incident moyen
reçu à la surface de la Terre
(Quantité moyenne d’énergie
reçue à la surface terrestre)
(Ruddiman, 2001)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 3: 24 janvier 2012
6 Qu’est-ce qu’un transfert de chaleur?
Tranfert de chaleur: Déplacement de l’énergie (chaleur) d’ ’un objet
à l’autre en raison de leur température différente
(Ahrends et al., 2012)
Convection
•  Transfert de chaleur non-radiatif induit par
les mouvements de masse d’un fluide (ex:
eau, air)
• 
Liquides et gaz
Conduction
•  Transfert de chaleur non-radiatif par
contact moléculaire
•  Solides, liquides et gaz
Radiation
•  Transfert de chaleur par les ondes électromagnétiques
• 
Solides, liquides, gaz et vide
•  Forme d’énergie (photons) et mode de transfert de l’énergie (onde) ! « double nature »
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 3: 24 janvier 2012
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Conduction et convection dans l’atmosphère
(Ahrends et al., 2012)
•  Conduction: Densité élevé de l’air près du sol ! Le mouvement des molécules se
produit seulement sur de courtes distances (environ 10-7 m).
•  Convection: Alors que l’air à la surface se réchauffe, il devient ainsi moins dense que
l’air situé au-dessus ! L’air chaud s’élève et l’air froid, plus lourd, descend.
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Bilan radiatif: distribution globale
•  Rayonnement net
•  Différence entre le rayonnement
incident (gain d’énergie) & le
rayonnement infrarouge terrestre
(perte d’énergie)
•  À long terme, le bilan radiatif global
est nul ( = 0) au sommet de
l’atmosphère (TOA)
•  PAS vrai partout. Il s’agit du bilan
radiatif GLOBAL et non pas local
•  Le rayonnement net varie selon la
latitude, les saisons, etc.
(Ahrends et al., 2012)
•  Au sommet de l’atmosphère (Top of atmosphere=TOA):
•  Entre ~40° N et ~40° S, Insolation (quantité d’énergie solaire reçue) > Rayonnement
terrestre (long) réfléchi
! Surplus
•  Vers les pôles, le rayonnement terrestre long > Insolation
! Déficit
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
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Circulation atmosphérique générale
Comment ce déséquilibre latitudinal du bilan radiatif est-il rééquilibré?
•  Le surplus d’énergie solaire reçue aux
régions tropicales est redistribué aux
pôles (régions déficitaires)
• 
Énergie redistribuée par:
•  Circulation atmosphérique
•  Courant océanique
(courants chauds)
(Ruddiman, 2001)
•  Le transport de la chaleur sensible de l’équateur vers les pôles par advection demeure
la force motrice à l’origine de:
•  Circulation atmosphérique générale
•  Phénomènes météorologiques
•  Courants océaniques
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Séance 4: 31 janvier 2012
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Circulation océanique générale
(Ruddiman, 2001)
•  Les courants océaniques assurent un transfert de la chaleur des régions chaudes vers
les régions froides. La circulation océanique permet ainsi le transport de la chaleur
autour du globe.
•  Une partie des eaux chaudes océaniques s’évaporent permettant un transfert de
chaleur vers l’atmosphère. Lorsque la vapeur d’eau se condense, la chaleur latente est
relâché à un nouvel endroit.
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Séance 4: 31 janvier 2012
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Effet de serre naturel
Quelle serait la température à la surface terrestre sans l'effet
de serre naturel ?
(Ahrends et al., 2012)
-18°C
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Dérivée mathématique simple:
Hartman, DL: chapter 2, pages 26-27
15°C
Séance 3: 24 janvier 2012
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Bilan radiatif: perturbations et complications
Exemple: albédo
(Anderson et Strahler, 2009)
(Ahrends et al., 2012)
•  L’albédo varie en fonction des saisons!
(Ruddiman, 2001)
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Séance 4: 31 janvier 2012
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Bilan radiatif: perturbations et complications
Exemple: nuages
•  Les nuages denses à basse altitude renvoient le rayonnement solaire incident vers
l’espace, ce qui tend à refroidir la surface terrestre.
•  Les nuages très fins à haute altitude absorbent le rayonnement terrestre, accentuant
l’effet de serre et réchauffant la surface de la Terre.
(Modifié d’après les notes de cours Friedl, 2011)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
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Bilan radiatif: perturbations et complications
Exemple: Activités humaines
•  Lors de la combustion des énergies
fossiles, du CO2 est relâché dans
l’atmosphère. Alors que le niveau global
de CO2 atmosphérique augmente, l’effet
de serre est renforcé.
•  Qu’en est-il de l’effet des aérosols?
(Anderson and Strahler, 2009)
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Séance 4: 31 janvier 2012
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Bilan radiatif: concept de forçage radiatif
•  Le rayonnement solaire constitue la principale source de chaleur de la Terre et
exerce le plus grand contrôle sur le climat.
•  Parce que le système climatique est très complexe, quantifier les impacts humains
sur le climat demeure très difficile:
•  Ajout de CO2 à l’atmosphère ! réchauffement
Ajout d’aérosols à l’atmosphère ! refroidissement
•  Forçage radiatif: Utiliser pour évaluer la part des causes naturelles et anthropiques
à l’origine des changements climatiques.
•  Définition officielle du GIEC (IPCC-TAR): “… le changement de l’irradiance nette
(solaire et a à longuer d’onde longue en W m-2) au niveau de la tropopause qui
suivent aprés que les températures stratosphériques aient pu se réajuster à
l’équilibre radiatif, tout en maintenant les témperatures et les états de la surface et
de la troposphère come étant fixés à des valeurs non perturbées.” (Ramaswamy et
al., 2001).
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Séance 4: 31 janvier 2012
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Bilan radiatif: aperçu de forçage radiatif
SCIENCE’S COMPASS
in the number of drops leads to an increase in
the reflection to space of solar radiation from
clouds, leading to a climate cooling (3). This
is called the first indirect radiative forcing. If
the condensed moisture inside the cloud is
not altered by the increase in aerosols, the
droplet radius will decrease because of the
increase in its number concentration resulting
in a decrease in the precipitation efficiency
(2, 3, 8). This direct microphysical effect
A
B
Comment cela se
produit?
C
leads to suppression of precipitation in p
luted clouds. In addition, it can also lead to
increase in cloud lifetime and in turn
amount of clouds. The increase in cloudin
will lead to a further increase in the reflect
of solar radiation, giving rise to the so-cal
second indirect radiative forcing.
After describing the regional and glo
magnitudes of the direct and the indir
aerosol forcing terms, we conclude wit
discussion of the clim
implications. We s
Satellite AOD from MODIS (April 2001)
gest that the major
pact of the large red
tions in the surface so
radiation along with
precipitation suppress
is to spin down the
drological cycle. H
these aerosol effects w
interact with the G
effects is largely
known, because
former is concentra
Natural + anthropogenic AOD (1998):
regionally near anth
Model + satellite
pogenic sources (Fig.
and that, too, mostly
the Northern He
sphere, whereas
GHG effects are dist
uted globally. T
asymmetric nature of
aerosol forcing can a
lead to myriad feedb
effects [Web fig. 2 (1
Anthropogenic AOD (1990s): Model
Fig. 2. Global distribution of natural and anthropogenic aerosol
optical depth (AOD). (A) AOD at 0.55 #m derived from moderateresolution imaging spectrometer, MODIS, on board the TERRA satellite (4). MODIS uses new techniques (4) to derive AOD over the land.
Data are shown only for one month. A complete year is still not
available. Many land regions are missing (black shaded areas), because these are mostly desert land areas with too bright background
for retrieving the AOD. (B) Annual mean AOD (at 0.63 #m) estimated
by a four-dimensional assimilation model (5) that uses satellitederived AOD for the oceans to constrain the model AODs. The AOD
here represents the sum of natural and anthropogenic aerosol. (C)
Anthropogenic contribution to the AOD estimated by a three-dimensional model (6, 7). Biomass burning is the major contributor to the
high aerosol regions in Africa and South America. Both biomass
burning and fossil fuel combustion contribute to the loading in South
and Southeast Asia (the model does not capture the full impact of the
anthropogenic aerosols in this region). Fossil fuel combustion is the
major contributor to the mid- and high latitude aerosol loading.
(Ramanathan et al., 2001)
(IPCC-AR4, 2007)
Explication détaillée: http://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/wg1/en/ch2s2-2.html
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
2120
Carbonaceous
Aerosols: A Major
Wild Card
Individual aerosol pa
cles may contain che
cally distinct spec
such as sulfates, org
ics, BC, and dust, amo
others. More often t
are composite mixtu
of a core refractory m
terial (BC, dust, sea s
with a coating of org
ics, sulfates, and nitra
(2, 3). Biomass burn
plays a major role in
emission of organ
(10), whereas fossil f
combustion and biom
burning contribute ab
equally to BC emiss
(2). Pure sulfate aeros
primarily scatter so
radiation and cause co
ing (11). For such n
absorbing aerosols,
increase in the reflec
solar flux at the TOA
nearly identical to the
7 DECEMBER 2001 VOL 294 SCIENCE www.sc
17 Effet de serre et forçage radiatif
Lectures complémentaires
http://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/
wg1/en/faq-1-3.html
http://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/
wg1/en/faq-2-1.html
•  Bellouin et al. (2005): Global estimate of aerosol direct radiative forcing from satellite
measurements, 438: 1138-1141.
•  Ramanathan et al., (2001): Aerosols, climate and the hydrological cylce, 294: 2119-2124.
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 1: 10 janvier 2012
Rappelez-vous … le premier cours!
Lithosphère (Pédosphère)
Cryosphère
Hydrosphère
Climat
Human
activities
Biosphère
(Sphere images: NOAA Science on a Sphere)
Atmosphère
19
Système climatique: temps de réponse
Rappelez-vous … le premier cours!
(Ruddiman, 2001)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 1: 10 janvier 2012
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Boucles rétroactives
La rétroaction est un mécanisme qui aura
tendance à augmenter l’effet du processus
(rétroaction positive) ou diminuer l’effet de ce
même processus (rétroaction négative).
(Ruddiman, 2001)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
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Boucles rétroactives: rétroaction positives
Augmentation de
l’énergie retenue
dans le système
L’albédo diminue !
Diminution du
pourcentage
d’énergie solaire
incidente réfléchie
Températures plus
chaudes
Fonte de la glace et
de la neige
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
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Boucles rétroactives: rétroaction négative
Augmentation de
l’énergie retenue
dans le système
Augmentation de l’albédo:
Augmentation du
pourcentage d’énergie
solaire indicente réfléchie
Températures plus
chaudes
Augmentation de l’évaporation
Augmentation de la nébulosité
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
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Bilan radiatif
Q* = K↓ - K↑ + L ↓ - L↑ (W m-2)
Q* = rayonnement net (toutes longueurs d’ondes)
K↓ = rayonnement solaire global composé du
rayonnement direct (S) et diffus (D) (W m-2)
K↑ = rayonnement solaire global réfléchi (albédo) par la surface de la Terre
Voir l’équation 13.6 dans B2008 pour plus de détails!
(∝=K↑/ K↓) (W m-2)
L ↓ = Rayonnement infrarouge renvoyé par l’atmosphère en direction de l’espace (W m-2)
L ↑ = Rayonnement infrarouge émis par la surface de la Terre (W m-2)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 3: 24 janvier 2012
Voir
l’équation
13.7 dans
B2008 pour
plus de
détails!
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Bilan énergétique
• Q* = K↓ - K↑ + L ↓ - L↑ (W m-2) (1)
• Q* = QE + QH + QG
(W m-2) (2)
• (1) = (2)
• QH = chaleur sensible
• QE = chaleur latente
Aujourd’hui
• QG = transfert par conduction dans le sol
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 3: 24 janvier 2012
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Conduction and convection in the atmosphere
(Ahrends et al., 2012)
•  Conduction: Densité élevé de l’air près du sol ! Le mouvement des molécules se
produit seulement sur de courtes distances (environ 10-7 m)
•  Convection: Alors que l’air à la surface se réchauffe, il devient ainsi moins dense que
l’air situé au-dessus ! L’air chaud s’élève et l’air froid, plus lourd, descend.
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
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Conduction
•  Transfert d’énergie par contact moléculaire entre deux objets/surfaces.
•  Direction de transfert – à partir de la surface plus chaude vers la surface moins
chaude.
•  Conduction joue un rôle mineur dans le réchauffement de l’atmosphère.
•  Taux de transfert de l’énergie dépend de :
•  conductivité thermique des surfaces
•  gradient de température
•  Théoriquement:
QG = -K ΔT/ ΔZ
= -K (T2-T1)/(Z2-Z1)
QG = flux de chaleur au sol par conduction (W m-2)
-K = conductivité thermique du sol (W m-1 K-1) avec sigle (-) indiquant transfert dans la
direction de la température décroissante
ΔT/ ΔZ = gradient de température (ΔT : °K) selon le changement de profondeur (ΔZ : m)
T2 = température plus chaude (°K)
T1 = température moins chaude (°K)
Z2 = niveau de T2 et … Z1 = niveau de T1
(Modifié d’après les notes de cours de Singh, 2007)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
27
Conductivité thermique
L’air est un très
mauvais
conducteur
Exemples de différents types de sols:
(http://www.hukseflux.com/thermalScience/thermalConductivity.html)
)
Oliver
Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
28
Chaleur spécifique
•  La chaleur spécifique d'un matériau est la quantité de chaleur nécessaire pour élever
d'un degré centigrade (ou Kelvin) une masse d'1 kg de ce matériau.
•  Intuitivement, la chaleur spécifique rend compte de la capacité d'un matériau à stocker la
chaleur par rapport à sa masse.
•  La chaleur spécifique de l'eau est de 4.186 J g-1 K (à STP), celle du sable de 0.8 J g-1 K.
(http://www.unit5.org/chemistry/Specific%20Heats%20of%20Selected%20Substances.htm)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
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Convection
•  Transfert de l’énergie par les mouvements (direction nette verticale) de tourbillons de
turbulence (« eddies »).
•  Transfert turbulent de la chaleur.
•  Profil de la température (troposphère).
•  Responsable du réchauffement de la basse troposphère.
•  Déplacement facile de l’air.
Turbulence thermique (« convection libre »)
•  Générée par changement
de température
(réchauffement) et donc de
densité de l’air.
•  Parcelles d’air en contact
avec la surface du sol
(« couche laminaire »)
étant réchauffées
deviennent moins denses –
flottent.
(Source inconnue)
(Modifiés après notes de cours Singh, 2007)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
30
Convection
Turbulence mécanique (« convection forcée »)
•  Générée par cisaillement entre l’air horizontal et la surface rugueuse
•  Ou par cisaillement entre deux couches d’air ou les vents sont de direction/vitesse différente.
(Source inconnue)
(Modifiés après notes de cours Singh, 2007)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
31
Convection - Résumé
Tourbillons de turbulence
surface du sol très chaude
1 – Convection thermique (libre)
Vent (advection)
Tourbillons de turbulence
2 – Convection mécanique (forcée)
(Modifiés après notes de cours Singh, 2007)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
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Chaleur sensible (H)
•  Transfert de chaleur entre la surface de la Terre et l’air lorsqu’il existe une différence de
température entre les deux ! Gradient de température
H = − ρC p
(Ta − Ts )
rH
où ρ = densité de l’air (kg m-3), Cp = capacité thermique (J g-1 K ), Ta = Température de l’air
(K), Ts = Temperature à la surface (K) et rH = résistance
•  On le répète: La chaleur est d’abord transférée vers l’air atmosphérique par conduction (via
la « couche laminaire ») alors que les molécules d’air entrent en collision avec celles de la
surface air. Pendant que l’air en contact avec la surface de la Terre se réchauffe, la chaleur
est transportée vers le haut par convection.
!Le flux de chaleur sensible se produit en 2 étapes!
H
Couche turbulente
}
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Couche laminaire
surface du sol
Séance 4: 31 janvier 2012
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Chaleur sensible
•  Lorsque la surface de la Terre est plus chaude que l’air sus-jacent, la chaleur est
transférée vers le haut, soit vers l’air
! Flux positif de chaleur sensible
•  Si l’air est plus chaud que la surface de la Terre, le transfert de chaleur s’effectue de l’air
vers la surface
! Flux négatif de chaleur sensible
(Modifié d’après les notes de cours de Yiang, 2011 et Singh,
2007)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
34
Advection
•  En termes simples: « transport de quelque chose (e.g., masse, chaleur) d’une région à
une autre »
•  Par conséquent: Les vents sont des mouvements advectifs de l’air.
•  Rappelez-vous: Les convection est le mouvement vertical d’un fluide, de la chaleur.
•  Wind (air flow) can be imagined as a horizontal flow of numerous rotating eddies,
turbulent vortices of various sizes, with each eddy having 3D components.
(Li-COR, 2010)
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35
Changement de phase de l’eau
Augmentation de la température
•  Le comportement moléculaire de
l’eau varie selon son état (phase):
évaporation (liquide ! gaz),
condensation (gaz ! liquide),
fusion (solide ! liquide),
sublimation (solide ! gaz)
etc…
« Diagramme de phase »
(http://boomeria.org/chemlectures/textass2/firstsemass.html)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
36
Changement de phase de l’eau: chaleur latente
?
335,000 J 2,500,000 J
(Ahrends et al., 2012)
•  La chaleur absorbée/libérée selon le changement de phase:
Chaleur latente de condensation (libérée), latente de vaporisation (absorbée), chaleur
latente de fusion (absorbée), chaleur latente de sublimation (absorbée), etc..
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
37
Chaleur latente
•  Lorsque de l’énergie est ajoutée à l’eau, un changement de phase va se produire !
changement de phase de liquide à gazeux: évaporation
ρC p (ea − e*[Ts ])
LE = −
γ
rW
où ρ = densité de l’air (kg m-3), Cp = capacité thermique (J g-1 K ), e*[Ts] = Pression
de vapeur saturante à la température de surface (Pa), pression de vapeur de l’air
(Pa), γ = constante psychrométrique = (Cp/P)/(0.622λ) où P = pression
atmosphérique (Pa) et λ = chaleur latente de vaporisation (J kg-1)
•  La chaleur utilisée lors du changement de phase de liquide à gazeux se nomme chaleur
latente de vaporisation.
•  Caractéristiques: C’est « latent », car la chaleur est conservée dans les molécules d’eau
pour être libérée plus tard, lors du processus de condensation ! on ne peut la voir, ni la
sentir, ni la voir, ni même la sentir puisqu’elle n’engendre pas une augmentation de la
température de l’eau .
(Modifiés après notes de cours Yiang, 2011)
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38
Chaleur latente
•  Si évaporation: flux positif de chaleur latente
•  Si condensation (gaz ! liquide): flux négatif de chaleur latente
(Modifiés après notes de cours Yiang, 2011 et Singh, 2007)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
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39
Flux de chaleur dans le sol
•  Le 3e effet majeur du rayonnement net sur le réchauffement de la surface terrestre.
•  La chaleur est transférée de la surface terrestre vers le bas par conduction (voir diapo 25
pour l’équation): Comme dans le cas du transfert de chaleur sensible chaleur, il doit
exister un gradient thermique pour qu’un transfert de chaleur se produise.
•  Le transfert de chaleur s’effectue vers le bas lorsque la surface est plus chaude que le sol
sous-jacent.
! Flux de chaleur positif
•  Si le sol est plus chaud que la surface, la chaleur est transférée vers le haut
!Flux de chaleur négatif
(Modifié d’après les notes de cours de Yiang, 2011 et Singh,
2007)
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Séance 4: 31 janvier 2012
40
Exemples
Différences de l’utilisation de l’énergie entre des surfaces humides vs sèches
•  Aux endroits humides, l’eau est disponible à la surface à des fins d’évaporation et la
chaleur latente est transféré à l’air
•  Aux endroits secs, il ne se produit aucun transfert de chaleur d’où l’absence d’énergie
latente. La plupart de l’énergie disponible est canalisée vers le transfert de chaleur
sensible, ce qui induit une augmentation de la température.
(Modifié d’après les notes de cours de Yiang, 2011.)
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Séance 4: 31 janvier 2012
41
Bilan radiatif: un exemple de Montréal
2/16/2008
7/2/2008
(Ahrends et al., 2012)
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42
Bilan énergétique: un exemple de Montréal
2/16/2008
7/2/2008
(Ahrends et al., 2012)
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Variations journalières de la température
•  La température de l’air suit
un patron saisonnier qui est
décalé de quelques heures
(retard) avec l’insolation
(ensoleillement)
!Même si l’ensoleillement
diminue avec le temps,
l’énergie solaire incidente
excède tout de même le
rayonnement infrarouge
terrestre, ce qui induit une
augmentation continue de la
température.
(Anderson et Strahler, 2009)
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Effet du facteur géographique sur les variations de
la température de l’air
•  La facteur géographique demeure le facteur principal à l’origine des variations de
la température d’un endroit à l’autre.
•  Latitude !Ensoleillement (fonction du nombre d’heure d’ensoleillement +
l’intensité du rayonnement diminue lorsque la latitude augmente)
•  Influence de la nature de la surface (terres vs océans)! L’eau et le sol ont des
propriétés thermiques différentes (ex: chaleur spécifique élevée de l’eau, l’eau
possède une inertie thermique plus grande, etc.)
•  Courants océaniques! Influence sur la température de l’air le long des côtes
(i.e. les courants marins chauds transportent la chaleur des régions chaudes
vers les pôles.
•  Altitude ! Gradient adiabatique
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
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Variations spatiales de la température
(Anderson and Strahler, 2009)
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(Anderson and Strahler, 2009)
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Variations spatiales de la température
(Anderson and Strahler, 2009)
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 4: 31 janvier 2012
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Variations spatiales de la température
(Anderson and Strahler, 2009)
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Séance 4: 31 janvier 2012
49 Lectures
Lectures obligatoires
•  Bonan G (2008), Ecological Climatology. Cambridge University
Press, Cambridge, UK.
! chapitre 13
Lectures complémentaires
•  Hartman DL (1994), Global Physical Climatology. Academic Press, San
Diego, CA, USA.
•  chapitre 4
•  http://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/wg1/en/faq-1-3.html
• 
http://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/wg1/en/faq-2-1.html
•  Bellouin et al. (2005): Global estimate of aerosol direct radiative forcing
from satellite measurements, 438: 1138-1141.
•  amanathan et al., (2001): Aerosols, climate and the hydrological cylce, 294:
2119-2124.
Oliver Sonnentag, PhD: GÉO2122 – Climatologie
Séance 3: 24 janvier 2012