L`atmosphère

Chapitre I : Quelques propriétés de l ’atmosphère
I-1: Composition de l ’air atmosphérique
2
I-2: la température et transmission de la chaleur
5
I-3: La pression atmosphérique
64
Annexe 1 : Quelques compléments sur les lois du
rayonnement et sur le rayonnement solaire
78
Annexe 2 : Bilan radiatif et effet de serre
89
1
Sur une épaisseur d’environ 80 km,
l'air atmosphérique
est un mélange de divers gaz,
certains en proportions quasiment invariables :
OXYGENE 21%
GAZ RARES
Argon: 0.9%
Gaz Rares
et
Xénon, Néon,
Hélium à l ’état
de « traces »
Gaz
carbonique
oxygène
Azote
Cette partie de l’atmosphère terrestre est appelée
« homosphère
» 78%
AZOTE
Gaz et
carbonique
correspond 0,035%
en gros à l’atmosphère « météorologique ».
Au dessus de 80 km, les gaz se séparent et s’étagent par ordre de
masse volumique décroissante (hétérosphère).
L'air atmosphérique
contient également
un certain nombre d ’autres constituants permanents
en proportions faibles, mais très variables :
• de l ’eau,
sous ses trois « phases » :
Vapeur
d'eau
Glace
Eau
liquide
•Des traces de
gaz : O3,
H2,CH4 etc.
• des particules solides
(pollens, suies, poussières,
cristaux de sel, etc.),
Ce sont justement ces composés,
dits « minoritaires »,
qui jouent un rôle très important
dans certains phénomènes
météorologiques :
nuages et précipitations, effet
de serre, etc..
Chapitre I : Quelques propriétés de l ’atmosphère
I-1: Composition de l ’air atmosphérique
 I-2:
la température et transmission de la chaleur
I-3: La pression atmosphérique
5
I-2 : la température et transmission de la chaleur
 I-2-1 : Définitions
6
I-2-2: Les processus mis en jeu
11
13
A- La conduction
B- La convection
C- le rayonnement thermique
16
20
I-2-3: Bilan radiatif-convectif moyen
de la Terre et de son atmosphère
54
I-2-4: Répartition verticale de la température
et atmosphère « standard »
59
6
La température, exprime la notion…
de chaud,
et de froid.
Elle illustre le niveau d'agitation des
atomes et des molécules.
Plus l'agitation est
grande, plus la
température est
élevée.
8
Si l'agitation cesse,
la température est minimale :
C'est le zéro "absolu".
0° K
(Kelvin)
-273° C
(Celsius)
9
Pour élever la température d ’un corps,
il faut lui fournir
une certaine quantité de chaleur,
c ’est à dire lui apporter de l ’énergie.
Les quantités de chaleur
s ’expriment donc en Joules.
Les quantités de chaleur
échangées par unité de temps
s ’expriment en Watts.
On parle de « puissance ».
10
I-2 : la température et transmission de la chaleur
I-2-1 : Définitions
 I-2-2: Les processus mis en jeu
A- La conduction
B- La convection
C- le rayonnement thermique
I-2-3: Bilan radiatif-convectif
de la Terre et de son atmosphère
I-2-4: Répartition verticale de la température
et atmosphère « standard »
11
La chaleur se propage selon
trois modes :
La conduction :
13
L'air est mauvais conducteur de
la chaleur,
à l ’image du polystyrène expansé,
de la laine de verre, de la neige
etc.
Il peut même
être considéré
comme un bon
isolant.
14
La conduction s'opèrera toutefois sur
de faibles épaisseurs,
au contact des parties
chaudes des murs et du
sol.
15
La convection :
16
La chaleur est véhiculée
grâce au déplacement
d’un fluide porteur
(liquide ou gaz).
17
La convection peut être naturelle
(radiateurs, cumulus etc.)…
… ou forcée.
18
Vent…
Turbulence…
Brassage mécanique.
19
C: Le Rayonnement thermique
C-1: Définitions et propriétés
C-2: Rayonnement de la Terre et rayonnement solaire
avant son entrée dans l ’atmosphère terrestre
C-3: Interaction du rayonnement
solaire avec l ’atmosphère terrestre et les sols
C-4: Interaction du rayonnement terrestre avec
l’atmosphère
C-5: Quelques applications à des faits d ’observation
courante
20
Le rayonnement
thermique :
C’est la
transmission
de la
chaleur…
…sans support
matériel…
…mais sous forme d’ondes électromagnétiques,
comme la lumière ou les ondes radioélectriques.
Dans le vide :
le rayonnement thermique se propage :
- sans perte d’énergie
- en ligne droite,
- et presque instantanément.
Sa vitesse de propagation est de 300 OOO km/s.
Dans l’air et à la traversée de certains matériaux transparents :
la vitesse de propagation est modifiée :
•en grandeur
•et parfois en direction.
L’énergie est diminuée par absorption et par diffusion.
Quand un corps est exposé à un
rayonnement,
il
s’échauffe.
23
Tout corps dont la température est non nulle émet un
rayonnement thermique.
Selon la température de l'objet qui émet le rayonnement,
ce dernier peut être nous apparaître :
comme très lumineux…
ou, au contraire,
totalement invisible.
Température
de surface du Soleil :
6000 K
Température moyenne
de la surface de la Terre :
288 K
Dans les deux cas, on parle de
rayonnement du « corps noir ».
On appelle « corps noir » isotherme,
un corps théorique
capable d’absorber intégralement
tout le rayonnement qu’il reçoit.
Sa température
s’élève alors progressivement.
Il émet à son tour un rayonnement thermique
dont l’intensité augmente avec sa température.
Lorsque l’énergie perdue par rayonnement
compense celle qui est reçue,
la température se stabilise.
Le corps noir a atteint sa température d’équilibre
radiatif.
Les propriétés du rayonnement de ce corps noir
sont prévues par la théorie dite « du corps noir ».
L’intérêt de cette théorie réside dans le fait
qu’elle décrit très correctement
le rayonnement émis par un grand nombre de corps réels.
Température
de surface du Soleil :
6000 K
Température moyenne
de la surface de la Terre :
288 K
C’est, en particulier, le cas des rayonnement émis par
la Terre et le Soleil.
Principales propriétés
6000 K
L ’énergie émise
- par unité de temps (puissance),
- perpendiculairement à un élément
de surface unité du corps émetteur,
est fonction de la température du corps.
C’est en fait un débit d’énergie,
et l’on parle de « flux » de rayonnement
(ou « d’intensité »).
Il s’exprime en Watts par m2 (W.m-2). 27
Le rayonnement thermique est composé d’un éventail de radiations
de différentes longueurs d’onde 1, 2 , 3, 4 …etc.,
(représentées ici par des barres colorées).
C’est un ensemble continu,
Flux
limité par deux longueur d’onde extrêmes D et F ,
fixées par la température du corps.
Chaque radiation transporte
une partie de la puissance émise.
D
1  3 4
F Longueur d ’ondes
L’intensité transportée par chacune d’elles
(représentée par la hauteur des barres) est fonction :
•de la température,
•et de la longueur d’onde.
2
28
La courbe reliant les sommets des différents rectangles
est ce que l’on appelle
« le spectre d’émission » du corps.
Intensité
La puissance totale E émise par m2
est représentée
par la surface comprise
entre le spectre et l ’axe des abscisses.
D
F Longueur d ’ondes
Cette puissance totale E (ou pouvoir émissif total à la température T)
est proportionnelle à T4 , puissance quatrième de la température,
(c’est à dire à… T x T x T x T, avec T en degré Kelvin ).
29
C: Le Rayonnement thermique
C-1: Définitions et propriétés
C-2: Rayonnement de la Terre et rayonnement solaire
avant son entrée dans l ’atmosphère terrestre
C-3: Interaction du rayonnement
solaire avec l ’atmosphère terrestre et les sols
C-4: Interaction du rayonnement terrestre avec
l’atmosphère
C-5: Quelques applications à des faits d ’observation
courante
30
Voici, par exemple, les spectres théoriques d ’émission de la
Terre, pour différentes températures du sol.
Flux
50
Le pouvoir émissif total à la
température T=213 K (-60 °C)
est représenté par l ’aire
hachurée.
P. Queney
Les longueurs d’onde du rayonnement terrestre
sont comprises entre 2 et 40 micromètres (radiations infrarouge).
Le maximum d’émission se situe dans la gamme 10-12 micromètres.
Il s ’agit d ’un rayonnement de grande longueur d’onde ,
strictement infrarouge et donc invisible pour nous.
Ces propriétés sont mises à profit dans le domaine
de l’imagerie satellitale (images infrarouges).
31
Par contre, le soleil,
avec sa température de surface de 6000 K,
émet dans une très large gamme de longueur d’ondes.
Le spectre solaire s’étend ainsi
de l ’UV lointain (0,13 micromètre)
à l ’infrarouge lointain (plus de 40 micromètres),
en passant par le rayonnement visible.
C’est cependant
dans l ’UV proche, le visible et le proche infrarouge
que le rayonnement solaire est le plus intense.
32
La puissance F
rayonnée
par chaque m2 de la surface solaire est de :
7348.104 W.m-2 .
La puissance totale P ,
rayonnée par la surface totale S du soleil,
dans toutes les directions de l ’espace, est égale à:
4,5.1026 Watts .
Mais l’intensité du rayonnement
qui arrive au sommet de l’atmosphère terrestre
est beaucoup plus faible.
33
En effet, la puissance totale P émise
à un instant donné, par la surface du soleil
se propage pratiquement sans perte dans l ’espace interplanétaire.
Mais elle se répartit
sur des sphères de rayon croissant,
1 m2
de sorte que la puissance
traversant chaque mètre carré de ces sphères
34
est divisée par la surface de la sphère considérée.
Arrivé au voisinage de l ’orbite terrestre,
à la distance R = 150.000.000 de km du soleil,
le flux du rayonnement solaire
n ’est plus que P/4R2 (W/m2).
1 m2
Le flux qui parvient au sommet de l ’atmosphère terrestre,
perpendiculairement à la direction soleil/Terre,
est appelée « constante solaire » C .
Sa valeur annuelle moyenne est de 1370 W/m2.
Pour en savoir plus…
35
Voici les spectres réels et théoriques du soleil
au sommet de l ’atmosphère
A: le spectre solaire réel au sommet de l ’atmosphère
De nombreuses radiations
(à 600 km d ’altitude)
Watts par m2
et par micron
103
B
102
émises
Ceci
explique
l’écartradiations
Ce sont,par
principalement,
la surface du les
soleil
entre
le
de courtes longueurs
sont, d’ondes (U.V.),
spectre nocives
réel A pour nous.
celles
quiheureusement
seraient
fort
pour nous,
et le spectre théorique B.
absorbées
par l ’atmosphère solaire elle-même.
10
Visible
10-1
Infrarouge
10-2
10-3
Ultraviolet
10-4
P. Queney
Longueurs d ’onde en micron
36 soleil)
B: spectre théorique (rayonnement du corps noir à 6000 K, à 150 millions de km du
Répartition de l’énergie transportée
en fonction des principaux domaines de longueur d’onde
A: le spectre solaire au sommet de l ’atmosphère (à 600 km d ’altitude)
Watts par m2
et par micron
103
B
9,2 % sont transportés par les
radiations ultraviolettes (U.V.),
102
10
Visible
10-1
42,4 %
10-2
10-3
Infrarouge
42,4 % dans le domaine visible,
Ultraviolet
48 %
9,2 %
10-4
48 % dans l’infrarouge.
Longueurs d ’onde en micron
B: spectre théorique (rayonnement du corps noir à 6000 K,
à 150 millions de km du soleil)
37
99% de l énergie solaire qui nous parvient est transportée
par des radiations de longueurs d ’onde
comprises entre 0,25 et 5 micromètres.
A: le spectre solaire au sommet de l ’atmosphère (à 600 km d ’altitude)
Watts par m2
et par micron
103
102
10
10-1
10-2
10-3
10-4
Par opposition 99
au%rayonnement émis par la Terre,
on désigne souvent
de la puissance
qui nous parvient
le rayonnement
solaire parvenant au sommet de
est transportée par
l’atmosphère,
les radiations
comme
comprises
entreun rayonnement
 et 5  . longueurs d’ondes
de0,25courtes
totalement distinct duLongueurs
rayonnement
terrestre .
d ’onde en micron
(alors qu’il y a en fait « chevauchement » de ces deux
rayonnements dans une partie de l’infrarouge).
38
C: Le Rayonnement thermique
C-1: Définitions et propriétés
C-2: Rayonnement de la Terre et rayonnement solaire
avant son entrée dans l ’atmosphère terrestre
C-3: Interaction du rayonnement
solaire avec l ’atmosphère terrestre et les sols
C-4: Interaction du rayonnement terrestre
avec l’atmosphère
C-5: Quelques applications à des faits d ’observation
courante
39
Les effets du rayonnement
sur les corps récepteurs sont
différents selon la gamme de
longueurs d ’ondes.
40
Le rayonnement solaire traverse
les matériaux transparents,
sans les échauffer de façon
importante.
41
Ainsi, l'air est relativement transparent au
rayonnement solaire direct
qui le traverse sans l'échauffer de façon
importante.
42
Le rayonnement solaire
est fortement absorbé…
… par les matériaux sombres qui
alors s’échauffent.
43
Il se réfléchit sur les surfaces
claires ou glacées
(effet miroir habituellement
appelé « albédo »).
44
Les matériaux rencontrés dans la
nature sont parfois absorbants,
parfois réfléchissants et parfois
transparents .
Les effets des radiations
solaires dépendent :
de la nature des matériaux,
de leur couleur,
de leur état de surface…
et de l’incidence du rayonnement.45
C: Le Rayonnement thermique
C-1: Définitions et propriétés
C-2: Rayonnement de la Terre et rayonnement solaire
avant son entrée dans l ’atmosphère terrestre
C-3: Interaction du rayonnement
solaire avec l ’atmosphère terrestre et les sols
C-4: Interaction du rayonnement terrestre
avec l’atmosphère
C-5: Quelques applications à des faits d ’observation
courante
46
Si l ’air et les nuages sont relativement
transparents au rayonnement solaire,
ils absorbent par contre très fortement
le rayonnement thermique infrarouge
de la terre.
Ils émettent à leur tour un rayonnement infrarouge
dont la fraction absorbée par le sol
élève la température de ce dernier.
C’est ce que l’on appelle l ’effet
de serre atmosphérique « naturel ».
Grâce à lui, la température moyenne
à la surface de la Terre est de 15 °C.
Elle serait de -18 C° en l’absence de cet effet de serre.
47
C: Le Rayonnement thermique
C-1: Définitions
C-2: Le rayonnement solaire
avant son entrée dans l ’atmosphère terrestre
C-3: Effets du rayonnement
solaire sur l ’atmosphère terrestre et sur les sols
C-4: Interaction du rayonnement terrestre avec
l’atmosphère
C-5: Quelques applications à des faits d ’observation
courante
48
Différence
de température du sol
entre le jour et la nuit
49
La partie éclairée de la
terre absorbe une bonne
partie du rayonnement
solaire qui lui parvient.
Le sol se réchauffe et
rayonne à son tour comme
un corps noir, mais dans le
domaine infrarouge.
Une grande partie de ce
rayonnement est absorbé
par l ’air qui se
réchauffe.
La nuit,la partie du sol non
éclairée continue à rayonner
vers l'atmosphère.
Ne recevant plus le
rayonnement solaire, elle se
refroidit, ainsi que l ’air à
son
50
contact.
Couches nuageuses
et fraîcheur des jours
et des nuits
51
Les couches nuageuses influent sur les températures
nocturnes et diurnes.
Cas des nuages nocturnes
les nuages absorbent le
rayonnement infrarouge
terrestre et le réémettent
en direction du sol.
Le sol et l’air à son contact se
refroidissent moins vite :
nuit chaude.
52
Les couches nuageuses influent sur les températures
nocturnes et diurnes.
Cas des nuages diurnes
les nuages
réfléchissent et
absorbent une
bonne partie du
rayonnement
solaire.
Déficit de réchauffement au sol :
journée froide.
53
Chapitre I : Quelques propriétés de l ’atmosphère (suite)
I-1: Composition de l ’air atmosphérique
I-2: la température et transmission de la chaleur
I-2-1: Les processus mis en jeu
A- La conduction
B- La convection
C-le rayonnement thermique
 I-2-2: Bilan radiatif-convectif moyen
de la Terre et de son atmosphère
I-2-3: Répartition verticale de la température
et atmosphère « standard »
I-3: La pression atmosphérique
54
En dépit des variations de température que nous venons
de décrire, on constate que,
de façon globale,
la température moyenne du sol et celle de l’atmosphère
restent sensiblement constantes dans le temps
(à l’échelle de plusieurs décennies).
Cela signifie qu’il y a égalité
entre l’énergie reçue du soleil
et celle que réémet vers l’espace le système
Terre/Atmosphère.
55
Par contre, l’équilibre radiatif n’est atteint
ni par le sol, ni par l’atmosphère considérés séparément.
C’est en fait grâce
à la convection
et à la formation des nuages de pluie,
que l’excédent d’énergie radiative reçue au sol
est transféré vers une atmosphère en déficit radiatif,
et, qu’en définitive,
la température moyenne du sol et celle de l’atmosphère
restent sensiblement constantes dans le temps
(à l’échelle de plusieurs décennies).
Pour en savoir plus…
56
On peut montrer que
la chaleur reçue par l'atmosphère a pour origine :
• le rayonnement solaire direct : 14,5 % ,
• le rayonnement infrarouge terrestre : 67,3 % ,
• la chaleur produite par la condensation de la vapeur d'eau liée
à la formation des nuages précipitants : 14,6% ,
• la convection sans précipitations : 3,6 % .
Pour l'atmosphère, la source de chaleur
la plus importante n'est pas le soleil
mais bien la terre.
Ceci explique que l'atmosphère soit plus chaude dans les basses
couches qu'en altitude.
57
Chapitre I : Quelques propriétés de l ’atmosphère (suite)
I-1: Composition de l ’air atmosphérique
I-2: la température et transmission de la chaleur
I-2-1: Les processus mis en jeu
A- La conduction
B- La convection
C-le rayonnement thermique
I-2-2: Bilan radiatif-convectif
de la Terre et de son atmosphère
 I-2-3: Répartition verticale de la température
et atmosphère « standard »
I-3: La pression atmosphérique
58
Modèles de répartition verticale de la température à
différentes latitudes et saisons
thermosphère
80 km,
-100 °C
mésopause
mésosphère
50 km,
+10 °C
stratopause
stratosphère
18 km,
-60 °C
troposphère
P. Queney
tropopause
En moyenne, on peut distinguer
quatre couches atmosphériques,
se distinguant l ’une de l ’autre par
le signe de la variation verticale de
la température :
• la troposphère,
• la stratosphère,
• la mésosphère,
• et la thermosphère.
Leurs limites respectives sont:
• la tropopause,
• la stratopause,
• la mésopause.
On considère habituellement que la limite supérieure de l ’atmosphère
« météorologique » se situe vers 80 km, à la mésopause.
59
Modèles de répartition verticale de la
température à différentes latitudes et saisons
thermosphère
-100 °C
-100 °C
été
-75 °C
été
80 km,
-100 °C
-60 °C
hiver
mésopause
mésosphère
-20 °
+20 °C
50 km,
+10 °C
hiver
stratopause
stratosphère
6 km
-40 °C
P. Queney
9 km
11 km
-60 °C
18 km,
-60 °C
troposphère
tropopause
Dans la troposphère, quelle que soit
la saison, la température diminue, en
moyenne, d ’environ 6,5 ° par km.
Mais la tropopause est plus haute et
plus froide à l’équateur, qu’aux plus
hautes latitudes
(observer la figure)
Aux moyennes et aux hautes
latitudes, la répartition verticale de
la température subit une variation
saisonnière (observer la figure).
Ainsi, la tropopause est
plus basse et moins froide en hiver
qu’en été.
Le maximum de température de la
stratopause est dû à l ’absorption par
l ’ozone, des radiations ultraviolettes
de longueurs d ’ondes comprises entre
0,21 et 0,29 microns.60
Air « sec »
Température à 0 m : 15°C
Gradient vertical: -6.5°C / 1000 m
Tropopause à 11000 m à –56.5°C
isothermie
Pour l’aéronautique on définit une
atmosphère « type » dont les
caractéristique sont les suivantes
11000 m
Tropopause
-56.5°C
Isothermie au dessus
Cette atmosphère "type"
est dite :
atmosphère "standard".
Ces valeurs sont des moyennes parfois
15°C
0 m
assez différentes de l'atmosphère réelle.
61
L'atmosphère réelle peut
être sensiblement
différente :
selon le lieu,
selon la saison,
selon le jour.
Seul un sondage permet
de connaître le profil
de température réel de
l'atmosphère.
62
Souvent,on retrouve :
• une isothermie au niveau de la
tropopause.
• une inversion d'altitude,
• une tranche présentant un profil
semblable à celui de l'atmosphère
standard,
• une inversion nocturne,
63
Chapitre I : Quelques propriétés de l ’atmosphère
I-1: Composition de l ’air atmosphérique
I-2: la température et transmission de la chaleur
I-2-1: Les processus mis en jeu
A- le rayonnement thermique
B- La conduction
C- La convection
I-2-2: Bilan radiatif-convectif
de la Terre et de son atmosphère
I-2-3: Répartition verticale de la température
et atmosphère « standard »
I-3: La pression atmosphérique
 I-3-1 : Quelques rappels sur la notion de pression
I-3-2 : la pression atmosphérique
64
« Forces pressantes » exercées par l ’air
Sous l ’effet de l ’air qui nous entoure,
tout objet est soumis, en chacun de ses points,
à des forces « pressantes » f :
• perpendiculaires aux surfaces délimitant cet objet
• et dirigées de l ’air vers ces surfaces.
Si le volume de l ’objet est de l ’ordre du m3
l ’ensemble des forces pressantes a même
intensité.
f
L ’intensité des forces pressantes,
représentée par la longueur (ou norme)
de chacun des vecteurs, est ce que l ’on
appelle « la pression p » de l ’air.
La pression n ’est donc pas une quantité vectorielle, mais une grandeur « scalaire ».
65
Rappels sur la pression
La force totale F exercée par l ’air sur l ’une des faces, est donnée par
la relation :
F = p. S . n
où S est l ’aire de la face considérée,

et n, le vecteur de norme unité, orienté perpendiculairement à la
face considérée et dirigée vers elle.
f
n
66
Pression atmosphérique, pression hydrostatique
Les parois extérieures de ce bassin rempli d ’eau sont donc soumises à un ensemble de
forces pressantes de la part de l’air qui l’entoure.
L’eau contenue dans l ’aquarium
exerce également des forces
pressantes sur les parois de celui-ci.
air
air
eau
A la surface libre de l’eau, les forces
pressantes exercées par l ’eau sur
l’air qui le surmonte sont égales et
opposées à celles exercées par l ’air
sur l ’eau.
Dans l ’eau de l’aquarium, l ’intensité des
forces pressantes augmente très
rapidement au fur et à mesure que l’on
s’écarte de la surface libre en direction du
fond.
air
2m
air
air
sol
Dans l’eau, à dix mètres de profondeur, la pression est le double de celle qui règne à la surface libre.
67
La loi hydrostatique
Pascal a démontré que dans un liquide (fluide incompressible) au repos :
• la pression a la même valeur en tout point d’un même plan horizontal (qui constitue donc
une surface isobare),
• la
pression augmente régulièrement au fur
et à mesure que l’on s’éloigne de la surface
libre . Les surfaces isobares sont donc
équidistantes .
variation p de la pression est reliée à la
variation H de la profondeur par la relation
hydrostatique :
• La
p0
p1
H
p
p2
p3
p4
p= g .  . H
p5
où g est l’ intensité de la pesanteur et
p6
 la masse volumique de l’eau (1 tonne par m3).
68
La quantité g .  . H est équivalente, en
valeur numérique, au poids d ’une colonne
d ’eau de section S unité (S = 1m3) et de
hauteur H.
On peut en déduire que la pression p1 au
niveau h1 , est égale à la pression p0 à la
surface libre , augmentée de la valeur
numérique du poids d’une colonne d ’eau,
de section S unité et de hauteur H = h1 :
Calcul de la pression
à la profondeur h1
On a donc p= g .  . H
Surface libre
p1 = p0 + g .  . h1 . S (avec S = 1 m2)
Attention : il est incorrect de dire que la pression
(grandeur scalaire) est « égale au poids » (grandeur
vectorielle ).
H
La pression p à un niveau quelconque h est
donc déterminée par la somme :
• de la pression au niveau de la surface libre ,
• et de la valeur numérique du poids de la
colonne d’eau de section unité et de hauteur h.
0
p0
p
h1
p1
S =1m3
69
La pression atmosphérique
La loi hydrostatique s ’applique à l ’air qui entoure la Terre.
Au « sommet » de l ’atmosphère terrestre
(à quelques 600 km au-dessus de la surface
du sol), la pression atmosphérique est
nulle.
Au niveau du sol, la pression atmosphérique
est donc déterminée par la valeur numérique
du poids d’une colonne d’air de section unité
s’appuyant sur le sol et de 600 km de hauteur.
Z=600 km
P=0
Hauteur
d'air
70
Remarque: Dans certains phénomènes atmosphériques, il arrive que la relation hydrostatique
ne soit pas vérifiée.
h
H
Plus le point de mesure est
élevé, plus le poids de la
colonne d'air qui le
surmonte est faible et plus
la pression est faible.
Si m et M sont les masses volumiques moyennes
des colonnes d’air de hauteur h
et H, on a :
p =mgh
P=MgH
La pression
atmosphérique décroît
avec l'altitude.
71
Altitudes en m
Pression en hPa
0
1013.25
1000
898.70
2000
795.00
3000
701.10
4000
616.40
5000
540.20
6000
471.80
7000
410.60
8000
356.00
9000
307.40
10 000
264.40
11 000
236.20
On peut retenir que jusqu’ à 25 km, où elle est voisine de 25 hPa,
72
la pression diminue , en gros, de moitié chaque fois que l ’on s’ élève de 5 km.
PRESSION ATMOSPHÉRIQUE
Décroissance en fonction de l'altitude
Altitude en km
30
20
10
8
6
4
2
0
200
400
600
800
1000
Pression en hPa
Air de faible
masse volumique
L'air est un gaz compressible.
L'air des basses couches est "écrasé"
par celui des couches supérieures. Sa
masse volumique est plus forte que
celle de l’air situé en altitude.
Air de forte
masse
volumique
La pression varie plus
rapidement dans les
basses couches qu’en
altitude.
74
Ecartement des isobares en fonction de l’altitude
Tranche d'altitude
écart d'alt. pour 1 hPa
0 à 1000 m
1000 à 2000 m
2000 à 3000 m
3000 à 4000 m
4000 à 5000 m
5000 à 6000 m
6000 à 7000 m
7000 à 8000 m
8000 à 9000 m
9000 à 10000 m
8,8 m
9,6 m
10,6 m
11,8 m
13,2 m
14,7 m
16,4 m
18,2 m
20,4 m
23,2 m
La relation classique disant que
la pression diminue de 1 hPa,
chaque fois que l’on s ’élève de 8.5 m,
n'est donc valable que pour
les basses couches de l'atmosphère (<1000 m).
76
FIN
du Chapitre 1
77
Annexe 1
Quelques compléments sur…
1.1 Les lois du rayonnement thermique
1.2 Puissance totale rayonnée par le soleil
1.3 La constante solaire C
1.4 Le calcul du flux solaire intervenant dans le bilan
radiatif du système Terre/Atmosphère (C/4)
78
1.1 Compléments sur les lois du rayonnement thermique
Nous avons vu que
Puissance émise
par unité de surface
et par longueur d’onde
le rayonnement thermique est
généralement
composé d’un ensemble continu
de radiations,
de longueurs d'onde comprises entre
deux valeurs D et F
D
F
Longueur d’ondes
fixées par la température du corps.
79
Nous avons également dit que chaque radiation transporte une
partie de la puissance émise.
Pour une température donnée,
Puissance émise
E par unité de surface
et par longueur d’onde
la part de puissance transportée
par les radiations comprises
dans un petit intervalle  de longueur d ’ondes,
peut être représentée par

Longueur d’ondes
la surface d ’un rectangle :
• de base 
• et de hauteur proportionnelle
à la puissance émise E.
80
Nous avons également vu que, pour une température T (K),
Puissance émise
par unité de surface
et de longueur d’onde
la courbe joignant les sommets de tous
les rectangles est désignée sous le nom
de « spectre » d ’émission
à la température T,
et que la puissance totale émise par m2
est représentée
par la surface comprise
entre le spectre et l ’axe des abscisses.
Longueur d ’ondes
Cette puissance totale (ou pouvoir émissif total à la température T)
est donné par la formule de Stefan :
M = T4
où  (constante de Stefan) = 5,67.10-8 W.m-2.K-4. 81
Applications:
1-2 Calcul de la puissance totale rayonnée par la surface
du soleil
Puisque le soleil rayonne comme un corps noir à la température de
6000 K,
Rs
la puissance F rayonnée
par chaque m2 de la surface solaire est égale à :
F =  T4 = 7348.104 W.m-2
Avec
 = 5,67.10-8 W.m-2.K-4.
La puissance totale P,
rayonnée par la surface totale S du soleil,
dans toutes les directions de l ’espace, est donc égale à :
P = F.S =F.4R2s = 4,5.1026 Watts
où Rs est le rayon du soleil (700 000 km).
82
1-3 Calcul de la constante solaire (intensité solaire
moyenne réellement disponible au sommet de
l’atmosphère) :
La puissance totale P
rayonnée par la surface totale S du soleil,
dans toutes les directions de l ’espace, est donc égale à:
4,5.1026 Watts.
Mais l’intensité du rayonnement
qui arrive au sommet de l’atmosphère terrestre
est beaucoup plus faible.
83
En effet, la puissance totale P émise
à un instant donné, par la surface du soleil
se propage pratiquement sans perte dans l ’espace interplanétaire.
Mais elle se répartit
sur des sphères de rayon
croissant,
1 m2
de sorte que la puissance traversant
chaque mètre carré de ses sphères
84
est divisée par la surface de la sphère considérée.
Arrivé au voisinage de l ’orbite terrestre,
à la distance R = 150.000.000 de km du soleil,
le flux du rayonnement solaire
n ’est plus que P/4R2 (W/m2).
1 m2
Le flux qui parvient au sommet de l ’atmosphère terrestre,
perpendiculairement à la direction soleil/Terre,
est appelée « constante solaire » C .
Sa valeur annuelle moyenne est de 1370 W/m2 . 85
1.4 Calcul du flux solaire intervenant dans le bilan radiatif du
système Terre/Atmosphère (C/4)
Nous allons maintenant évaluer la puissance solaire
reçue au sommet de l’atmosphère (à 600 km d’altitude),
en moyenne annuelle, toutes latitudes confondues,
par m2 de surface d’atmosphère
(celle qui est utilisée pour l’étude du
bilan radiatif du système Terre/Atmosphère).
86
L ’ intensité du rayonnement solaire arrivant au sommet de
l ’atmosphère,perpendiculairement à la direction Soleil/Terre
étant de 1370 W/m2 (constante solaire C ),
l ’énergie E interceptée, pendant une année, par un cercle
perpendiculaire au rayonnement solaire, de rayon R égal à celui
de la terre et de son atmosphère est égale à :
E [Joules] = 1370 x  x R2 x 365 jours x 24 heures x 3600 secondes.
Au cours d ’une année, cette énergie se répartit, de façon certes
très inégale, à la surface S = 4  R2 de la sphère de rayon R.
Donc, en moyenne annuelle, toutes latitudes confondues, l’énergie
disponible au sommet de l’ atmosphère, par unité de surface et par
unité de temps, est égale à :
87
E/(S x 365jours x 24heures x 3600sec)=C/4=1370/4 # 340W/m2
Fin de l’annexe 1
88
Annexe 2
Bilan radiatif et effet de serre
89
Nous venons d’indiquer que, de façon globale,
la température moyenne du sol
et celle de l’atmosphère terrestre
restent sensiblement constantes dans le temps.
Voyons plus précisément comment s’établit
le bilan radiatif
et comment, grâce à la convection
et à la formation des nuages précipitants,
l’excédent d’énergie radiative reçue au sol
est transféré vers une atmosphère en déficit radiatif.
90
Au sommet de l'atmosphère, le
flux solaire incident est,
en moyenne de
340
340 W par m2.
80
80 W par m2 sont réfléchis
par les nuages ,
80
80 W
par m2
m2représentent
sont absorbés
340
W par
le quart de la constante solaire.
par l'atmosphère
et les nuages,
Cette valeur s’entend,
toutes latitudes et saisons confondues.
180 W par m2 seulement
180
continuent en direction du sol.
91
180 W par m2 parviennent donc
à la surface du sol,
180
… qui en réfléchit 20 W par m2 .
20
Seuls 160 W.m-2 sont finalement
absorbés par le sol et les océans.
160
92
20 W.m-2
220
20
traversent directement l’atmosphère
et par
s'échappent
vers l'espace.
220 watts
m2 sont réémis
vers l’espace
et 330 vers le sol.
(fenêtre atmosphérique pour
les longueurs d’ondes de 8 à 13 micromètres).
Les nuages…
… et l'atmosphère
absorbent
370 W par m2
0
de ce rayonnement.
370
330
390
Pour une température moyenne de 15°, la
surface de la terre émet un flux
infrarouge de 390 W.m-2 .
93
BILAN RADIATIF du système Terre/atmosphère
(au sommet de l’atmosphère)
340
80
20
20
220
Espace
370
80
Atmosphère
et nuages
Sol
160
390
220
330
330
Globalement, vues de l ’espace, la terre et son atmosphère sont en
équilibre radiatif, puisque les 240 Watts par m2 de rayonnement
solaire réellement disponibles pour l’atmosphère et le sol sont égaux
94
au flux infrarouge sortant.
BILAN RADIATIF AU SOL
Espace
340
80
20
20
220
370
80
80
220
330
Atmosphère
et nuages
Sol
160
390
330
Au total, le sol absorbe 160 + 330 = 490 W.m-2 et n’en émet que 390.
Il n ’est donc pas en équilibre radiatif.
Mais puisque sa température moyenne reste néanmoins constante, un processus
autre que radiatif doit intervenir pour évacuer l ’excès de chauffage radiatif
en
95
surface (100 W.m-2).
BILAN RADIATIF DE l ’ATMOSPHERE ET DES NUAGES
L’atmosphère et les nuages absorbent 80 W.m-2 du rayonnement solaire incident
et 370 W.m-2 du rayonnement infra rouge terrestre, soit 450 W.m-2.
Or ils émettent 220 + 330 = 550 W.m-2, soit un déficit de 100 W.m-2.
Espace
340
Atmosphère
et nuages
Sol
160
80
20
20
80
220
370
390
220
330
330
Là encore, puisque la température moyenne de l ’atmosphère est
96
sensiblement constante, un processus autre que radiatif doit intervenir
pour combler le déficit radiatif de l’atmosphère.
LES PROCESSUS COMPENSATEURS
L’excès d ’énergie radiative au sol est utilisée :
1- pour évaporer les eaux de surface : 80 W.m-2,
340
80
20
20
80
Sol
160
220
370
20
80
390
220
330
330
2- pour chauffer l ’air au contact du sol (chaleur sensible et convection sans
précipitations): 20 W.m-2.
Le sol reçoit 160 + 330 = 490 w.m-2 .
Il émet 390 w.m-2 et perd 100 W.m-2. Le bilan est équilibré.
97
Pour l ’atmosphère et les nuages, qui émettent 330 +220 = 550 W.m-2 sous
forme de rayonnement infrarouge, il y a donc trois sources de chaleur :
1-le chauffage radiatif par absorption du rayonnement solaire : 80 W.m-2
et du rayonnement infrarouge terrestre : 370 W.m-2, soit 450 W.m-2,
2- le chauffage par chaleur sensible (convection sans précipitations et
conduction) : 20 W.m-2,
340
80
20
20
80
20
Sol
160
80
220
220
370
330
20 80 390
330
3- le chauffage par dégagement de chaleur latente lié à la formation de
nuages donnant lieu à des précipitations : 80 W.m-2 .
Leur bilan énergétique est ainsi équilibré.
98
L’ effet de Serre « Naturel »
En l’absence d’atmosphère (et en
admettant encore un albédo de 30 %),
la surface terrestre
• recevrait 240 W.m-2
Avec l’atmosphère, le sol rayonne 390 W.m-2,
correspondant à une température de surface de
288 K, soit de 15 °C.
• et émettrait en retour 240 W.m-2.
Sa température d’équilibre radiatif
serait de 255 K , soit: -18 °C.
240
240
(Fenêtre
atmosphérique)
20
220
80
100
370
Atmosphère
et nuages
330
Sol -18 °C
240
Sol
240
160
15 °C
390
100
L’énergie radiative supplémentaire (390-240 W.m-2 ) apportée au sol par
99
l’atmosphère est ce que l’on appelle « l ’effet de serre atmosphérique naturel
».
D Cruette
L’effet de Serre « Naturel »
Par définition, sa valeur est égale à la différence entre
- le rayonnement infrarouge émis au sol :
soit:
390 W.m-2 ,
- et celui émis au sommet de l’atmosphère:
240 W.m-2.
150 W.m-2
240
(Fenêtre
atmosphérique)
20
220
80
100
370
Atmosphère
et nuages
330
Sol
160
15 °C
390
100
100
.D Cruette
Principaux constituants atmosphériques
responsables de l’effet de serre
Pouvoir émissif
(W .m-2)
9900
Contribution à l’effet de
serre (%)
6600 %
%
N
Nuuaaggeess ((cciirrrruuss))
3300
2200 %
%
G
Gaazz àà eeffffeett ddee sseerrrree
((C
CO
O22,, C
CH
H44,, O
O33 eettcc..))
3300
2200 %
%
Constituant
V
Vaappeeuurr dd’’eeaauu
Une augmentation de la concentration de certains de ces
constituants, particulièrement de ceux qui réduiraient la
La vapeur d’eau est le principal constituant à « effet de serre ».
« transparence » de la fenêtre atmosphérique (CO2, CH4, O3,
etc.), devrait logiquement entraîner une augmentation de l’effet de
serre.
101
Fin de l’annexe 2
102