ECO1 - bilan radiatif - Université Paris-Sud

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Bilan radiatif et
éléments de bioclimatologie
L3 BOE - ECO1
Nicolas Delpierre
Ecophysiologie végétale, L.E.S.E.
Université Paris Sud
27 octobre 2016
Articulation des cours et TD
(ECO1 / ECO2)
Premier semestre (ECO1)
Cours
27/10 (3 h) : Bilan radiatif et éléments de bioclimatologie
17/11 (1.5 h) : éléments de bioclimatologie
TD
4/11 au 5/12 : Bilan radiatif
Examen (possible) : Bilan radiatif
Second semestre (ECO2)
TD Bioclimatologie
Examen (possible) : Bioclimatologie
1
Bilan radiatif = Bilan d’énergie
En quoi est-ce important pour les écologues?
La Terre peut être assimilée à un système écologique ouvert, dont la seule source
extérieure d’énergie est le Soleil
Energie solaire reçue par la Terre équivaut à l’énergie produite par
203 millions de réacteurs nucléaires
Étudier et comprendre le bilan d’énergie de la Terre :
•
car le vivant ne peut exister sans apport d’énergie externe
(développement: concept de néguentropie, E. Schrödinger)
•
pour comprendre les processus physiques déterminant les conditions
environnementales dans laquelle les organismes existent
•
pour comprendre le volet «Physique» des interactions organismes / environnement
2
Flux d’énergie géothermique (radioactivité de la
lithosphère) est faible par comparaison
au flux d’énergie d’origine solaire
Fgeo = 0.060 W m-2
Rglobal = 163 W m-2
Le flux d’origine solaire est 2700 fois plus élevé !
La Terre = système écologique ouvert
3
Concept d’ « écosystème »
(Tansley, 1935)
“… notre nature humaine nous pousse à
considérer les organismes […] comme
les composantes les plus importantes de
ces systèmes. Cependant les facteurs
inorganiques jouent aussi certainement
un rôle. On observe des échanges
constants au sein de ces systèmes, non
seulement entre les organismes mais
aussi entre les organismes et les facteur
inorganiques. […] Systèmes que nous
pouvons appeler écosystèmes.”
Arthur Tansley
(1871-1955)
Influence des organismes sur
les conditions environnementales
4
Tforêt-Tsol nu
aforêt-asol nu
ETforêt-ETsol nu
Li et al. 2015, Nature Comm.
Influence des organismes sur
les conditions environnementales
Exemple de rétroaction (négative)
3
1. Énergie solaire permet la transpiration
2. Condensation de l’eau transpirée => nuages
3. Nuages réfléchissent l’énergie solaire
2
1
Monson & Baldocchi, 2014
Terrestrial Biosphere-Atmosphere fluxes
5
Bilan radiatif de la terre
Quelques notions de Physique
Rappels sur le rayonnement
Rayonnement du corps noir
Loi de Wien
Loi de Stefan
Loi du carré de l’inverse de la distance
Les différents rayonnements
Rayonnement solaire
Rayonnement terrestre
Rayonnement atmosphérique
Rayonnement net (bilan radiatif de la Terre)
Devenir de l’énergie reçue par rayonnement
Bilan radiatif et énergétique de la Terre
Conséquences sur la répartition des températures
Problème de l’augmentation de l’effet de serre
Quelques rappels physiques
Rappel sur le rayonnement
Structure d’un atome (modèle atomique planétaire de Bohr)
6
Position déterministe (modèle de Bohr)
Position probabiliste (modèle de quantique)
Excitation d’un atome:
Quand l’atome subit une modification
(variation de température, choc, absorption de rayonnement => absorption
d’énergie),
les électrons passent de l’orbitale stable à une orbite plus externe dite
orbitale excitée.
Une possibilité est que les e- reviennent spontanément sur orbite stable:
et perdent de l’énergie sous forme d’OEM (=quanta d’énergie=photons)
E = h n = h C/l
E=énergie du photon (J)
h= constante de Planck (6.62 10-34 J.s)
n = fréquence de l’onde associée au photon (Hz)
C = vitesse de la lumière (3 108 m s-1 dans le vide)
l = longueur d’onde (m)
Spectres de l du rayonnement absorbé et émis
7
Seuls les cas I et II
correspondent à une émission
de rayonnement
I = rayonnement IR
II = rayonnement non-IR
Transfert d’énergie et photosynthèse
8
Transfert d’énergie et photosynthèse
De l'énergie solaire arrivant à la surface d'une feuille…
… n'est pas du PAR
4%
19%
5%
… n'est pas absorbée (obstacles etc.)
47%
… est perdue par dissipation (fluo, chaleur)
9%
16%
… est utilisée lors de formation du DGlucose
… est respirée par la feuille
… est stockée dans les liaisons D-Glucose
Source Hall & Rao; Institute of Biology (1999). Photosynthesis. Cambridge University Press.
https://en.wikipedia.org/wiki/Photosynthetic_efficiency#cite_note-HallAndRao-6
9
Un rayonnement électromagnétique désigne la propagation d’une
perturbation dans un champ électrique et magnétique
onde électromagnétique =propagation d’un champ magnétique et d’un champ
électrique en ligne droite à partir d’une source constituée d’un mouvement alternatif
de charges électriques
Dans un référentiel galiléen donné une charge q donnée, de vecteur vitesse , subit de la part
des autres charges présentes (fixes ou mobiles) une force (de Lorentz) qui se décompose en
deux parties:
expression dans laquelle est le champ électrique, qui décrit donc la partie de la force de
Lorentz indépendante de la vitesse de la charge, et est le champ magnétique, qui décrit
donc la partie de la force exercée sur la charge qui dépend du déplacement de celle-ci dans le
référentiel d'étude
Représentation du champ électrique en
quelques points de l'espace dû à une charge
élémentaire positive.
Source: Wikipédia (« Champ électrique », « Force de Lorentz »)
10
Infra-rouge:
PIR : 0.7 à 1.5 µm
IRM : 1.5 à 3 µm
IRL=IRT : 3 à 1000 µm
Les infra-rouges sont souvent associés à la chaleur:
-émis par des corps à température « normale »
-met en vibration les atomes d’un corps et augmente ainsi sa température
Exemples d’utilisation:
-équipement de vision de nuit
-mesure à distance la température d’objet
-guidage des missiles
-commandes à distance
Découverte: En 1800, avec un thermomètre et un prisme
11
Cas des molécules:
-situation plus complexe: les atomes peuvent
osciller autour d’une position moyenne
(vibration, d’où des variations de distance entre atomes)
-quand au moins 3 atomes, existe aussi une
variation d’angle entre les liaisons interatomiques (rotation)
d’où un spectre d’émission/absorption
particulier dans le domaine de l’IR lointain
(5 à 30 µm)
Il existe donc:
-des spectres de raies pour les atomes
-des spectres de bandes pour les molécules
Les rayonnement émis par des sources (soleil, terre, lampe..) sont composés
d’un ensemble de longueurs d’onde qui constituent leur spectre
Bilan radiatif de la terre
Quelques notions de Physique
Rappels sur le rayonnement
Rayonnement du corps noir
Loi de Wien
Loi de Stefan
Loi du carré de l’inverse de la distance
Les différents rayonnements
Rayonnement solaire
Rayonnement terrestre
Rayonnement atmosphérique
Rayonnement net (bilan radiatif de la Terre)
Devenir de l’énergie reçue par rayonnement
Bilan radiatif et énergétique de la Terre
Conséquences sur la répartition des températures
Problème de l’augmentation de l’effet de serre
12
Rayonnement du corps noir
Tout corps à une température donnée (> 0 K) émet un rayonnement.
La notion de corps noir permet de caractériser ce rayonnement.
Ou dit autrement:
Tout corps émet un rayonnement lié à sa température
(reflet de l’agitation thermique) appelé rayonnement du corps noir
corps T
Rayonnement
émis dépend
de la T
Caractéristiques du corps noir
Rappel: de manière générale, on a
r + t + a =1
Réflexion, transmission, absorption
Peut varier selon l
Un corps noir absorbe parfaitement le
rayonnement :
al = 1 quelle que soit l
Exemple concret : sphère peinte en noir à l’intérieur
13
Cas d’un corps noir dans le vide de l’espace
• il ne peut échanger de l’énergie avec l’extérieur que par rayonnement car
toutes les autres formes de transfert nécessitent un support matériel.
Seul le rayonnement se propage dans le vide
• s’il reçoit un rayonnement: Il va s’échauffer jusqu’à atteindre une
température d’équilibre pour laquelle le rayonnement qu’il émet est égal à
celui qu’il reçoit
Le corps noir va donc émettre dans l’espace un rayonnement lié à sa
température et au rayonnement qu’il reçoit (qu’il absorbe intégralement)
Courbe d’émission d’un corps noir
Le rayonnement émis par un corps noir est continu,
couvrant un grand domaine de longueurs d’onde
Energie
Longueur d’onde
14
Rayonnement d’un corps noir
à diverses températures
Pour tout corps:
Si un corps a une absorption moyenne égale à a < 1,
alors le rayonnement qu’il émet sera égal à celui du corps noir
multiplié par a (cf Loi de Stefan)
Emissivité= rapport entre rayonnement d’un corps dit « gris » et celui
d’un corps noir porté à la même Température
concerne le rayonnement
émis par l’objet
e=a
0<e<1
concerne le rayonnement
reçu par l’objet
(pour un corps gris, l’émissivité est indépendante de l)
À ne pas confondre avec la notion d’albédo: fraction du
rayonnement d’origine solaire (0.5-5 µm) réfléchie (r) par l’objet
15
Emissivités
de différents type de surface sur terre
Type de
surface
Caractéristiques
émissivité
(e)
Neige
fraîche
0.90-0.99
Sable nu
sec
0.84-0.90
Sable nu
humide
0.91-0.95
sol
Argileux humide
0.97
Béton
0.71-0.88
Route
goudronnée
0.88-0.95
Prairies
0.90-0.95
Cultures
Blé, riz…
0.90-0.99
Forêts
À feuillage caduc
0.97-0.98
Forêts
Conifères
0.97-0.99
Propriétés liées au rayonnement
de différents type de surface sur terre
Type de
surface
Caractéristiques
émissivité
albédo
(e)
(a)
Neige
fraîche
0.90-0.99
0.45-0.95
Sable nu
sec
0.84-0.90
0.35-0.45
Sable nu
humide
0.91-0.95
0.20-0.30
sol
Argileux humide
0.97
0.10-0.20
0.71-0.88
0.17-0.27
0.88-0.95
0.05-0.10
0.90-0.95
0.16-0.26
Béton
Route
goudronnée
Prairies
Cultures
Blé, riz…
0.90-0.99
0.10-0.25
Forêts
À feuillage caduc
0.97-0.98
0.10-0.20
Forêts
Conifères
0.97-0.99
0.05-0.15
16
feuillus
conifères
Bilan radiatif de la terre
Quelques « rappels » physiques
Rappels sur le rayonnement
Rayonnement du corps noir
Loi de Wien
Loi de Stefan
Loi du carré de l’inverse de la distance
Les différents rayonnements
Rayonnement solaire
Rayonnement terrestre
Rayonnement atmosphérique
Rayonnement net (bilan radiatif de la Terre)
Devenir de l’énergie reçue par rayonnement
Bilan radiatif et énergétique de la Terre
Conséquences sur la répartition des températures
Problème de l’augmentation de l’effet de serre
17
Loi de Wien
Le maximum d’émission d’un corps noir
est obtenu pour la longueur d’onde lm:
lm = Cw / T
Cw une constante: 2897 µm K
T température absolue (K)
L’essentiel (95%) du rayonnement est émis dans la gamme
de longueurs d’onde comprise entre 0.5 lm et 5 lm
Applications:
Quel est le spectre d’émission du soleil et de la terre?
Soleil:
Température de surface ~ 5700 K
Terre:
Température de surface ~15 °C ou 288 K
18
Applications:
Quel est le spectre d’émission du soleil et de la terre?
Soleil:
Température de surface ~ 5700 K
lm = 2897/5700 = 0.5 µm
Spectre: 0.25 à 2.5 µm
Terre:
Température de surface environ 15 °C ou 288 K
lm = 2897/288 = 10 µm
Spectre: 5 à 50 µm
Rayonnements partant de la terre sont de deux types:
• origine solaire, réfléchi 0.25 à 2.5 µm
• origine terrestre (émis) de plus grandes longueurs d’ondes
5 à 50 µm (limites arbitraires car tend asymptotiquement vers 0)
19
Bilan radiatif de la terre
Quelques « rappels » physiques
Rappels sur le rayonnement
Rayonnement du corps noir
Loi de Wien
Loi de Stefan
Loi du carré de l’inverse de la distance
Les différents rayonnements
Rayonnement solaire
Rayonnement terrestre
Rayonnement atmosphérique
Rayonnement net (bilan radiatif de la Terre)
Devenir de l’énergie reçue par rayonnement
Bilan radiatif et énergétique de la Terre
Conséquences sur la répartition des températures
Problème de l’augmentation de l’effet de serre
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Loi de Stefan
La puissance totale du rayonnement émis
par unité de surface du corps noir :
W = s T4
W puissance par unité de surface (W m-2)
s constante de Stefan-Boltzmann (5.67 10-8 W m-2 K-4)
T température (K)
Application de la loi de Stefan
à un corps gris d’émissivité e
La puissance totale du rayonnement émis
par unité de surface du corps gris :
W = e s T4
e = Emissivité =rapport entre rayonnement d’un corps dit
« gris » et celui d’un corps noir porté à la même T° (0 < e < 1)
21
Bilan radiatif de la terre
Quelques notions de Physique
Rappels sur le rayonnement
Rayonnement du corps noir
Loi de Stefan
Loi de Wien
Loi du carré de l’inverse de la distance
Les différents rayonnements
Rayonnement solaire
Rayonnement terrestre
Rayonnement atmosphérique
Rayonnement net (bilan radiatif de la Terre)
Devenir de l’énergie reçue par rayonnement
Bilan radiatif et énergétique de la Terre
Conséquences sur la répartition des températures
Problème de l’augmentation de l’effet de serre
Loi de l’inverse du carré de la distance
La puissance du rayonnement reçu
par unité de surface (W)
à une distance d
d’une source de rayonnement isotrope est égale
à la puissance émise par cette source (P) divisée
par la surface de réception,
soit la surface de la sphère 4 p d2
d
W = P / (4 p d2)
 éclairement décroît avec le carré de la distance
Ainsi les planètes du système solaire reçoivent
un rayonnement qui est fonction de leur
distance au soleil.
22
Bilan radiatif de la terre
Quelques notions de Physique
Rappels sur le rayonnement
Rayonnement du corps noir
Loi de Wien
Loi de Stefan
Loi du carré de l’inverse de la distance
Les différents rayonnements
Rayonnement solaire
Rayonnement terrestre
Rayonnement atmosphérique
Rayonnement net (bilan radiatif de la Terre)
Devenir de l’énergie reçue par rayonnement
Bilan radiatif et énergétique de la Terre
Conséquences sur la répartition des températures
Problème de l’augmentation de l’effet de serre
Les différents rayonnements
Rayonnement solaire
Constante solaire (Eo)
Par définition c’est la puissance reçue du soleil par unité
de surface plane normale aux rayons solaires sur la
surface terrestre sans atmosphère (= au sommet de
l'atmosphère).
E0= 1367 W m-2
Cette valeur est quasiment constante
Mais elle varie un peu en fonction de l’activité solaire
qui suit un cycle de 11 ans (variations < à 0.1%)
Elle varie en fonction de la distance Terre-soleil (de 3 %)
23
Le soleil est une source sphérique de rayonnement.
Donc toute l’énergie issue initialement de la surface du soleil traverse
ultérieurement une sphère de rayon DST
Ps  s TS  4 p R s
4
E 0  Ps 
2
1
4 p D ST
2
DST
Rs
TS=5777 K
DST= 150 106 km
Rs= 695 800 km
RT= 6371 km
Calcul de la température moyenne de la Terre
s’il n’y avait pas d’effet de serre
Constante solaire: 1370 W m-2
La surface d’interception du rayonnement solaire
par la Terre est un disque de surface: p RT2
…et le rayonnement est réparti sur la surface
total de la Terre soit
4 p RT2
L’albédo du système terre-atmosphère est d’environ 30 % et s’il est
à l’équilibre, toute l’énergie qui arrive, repart:
1370 *0.7/4 = s T4
Soit T = - 18 °C en moyenne
24
Transformations au cours de la traversée de l’atmosphère
•absorption atmosphérique
Due aux différents gaz qui présentent de nombreuses
bandes d’absorption qui se recouvrent en partie
Exemples:
< 0.3 µm: absorption par l’ozone (stoppe toutes les
radiations UV nocives pour les êtres vivants)
0.76 µm : absorption par l’O2
du PIR à l’IRT : absorption par la vapeur d’eau, le CO2, le méthane
L’atmosphère est relativement transparente
dans le visible et le PIR, alors que dans l’infra-rouge MIR et IRL,
elle ne laisse passer le rayonnement que dans
un nombre limité de bandes spectrales.
Les bandes dans lesquelles l’atmosphère est assez
transparente sont appelées: fenêtres atmosphériques
25
Transmittance
400
1000
1900
2500
Longueur d’onde (nm)
Transmittance spectrale dans l'atmosphère
entre 400 nm et 2500 nm
Diffusion atmosphérique
Due à l’interaction des photons avec les composants de l’atmosphère
=>réflexion d’une partie du rayonnement dans des directions aléatoires
Le niveau de diffusion dépend:
-de la longueur d’onde
-de la densité de particules et molécules
-de l’épaisseur de l’atmosphère à franchir
26
Diffusion atmosphérique
Deux principaux types de diffusion:
-la diffusion moléculaire (de Rayleigh):
due aux molécules de gaz qui ont des dimensions << aux l du
rayonnement solaire.
La quantité de lumière diffusée est inversement
proportionnelle à l4 (loi de Rayleigh)
Elle ne joue un rôle important qu’aux courtes l (l < 0.55 µm).
Cette diffusion permet d’expliquer que le ciel est bleu.
Diffusion atmosphérique
Deux principaux types de diffusion:
-la diffusion des aérosols (diffusion de Mie) :
aérosols= particules en suspension dans l’air= sables, poussières,
microgoutelettes, pollen…,
Qui ont une taille > > aux l du rayonnement solaire.
Elle se manifeste dans tout le spectre solaire.
Elle explique le ciel « délavé » au dessus des villes et la couleur blanche
des nuages
(parfois on parle d’une autre diffusion encore moins sélective que celle
de Mie=diffusion non sélective, qui explique le blanc des nuages)
27
Rayonnement global
-est le rayonnement reçu par une surface horizontale
au niveau de la surface du sol (W m-2)
-est composé
De l’éclairement solaire direct
De l’éclairement solaire diffus provenant du ciel
Rg = E cos q + D = E sin h + D
Où
E= rayonnement incident sur le sol
h= angle des rayons solaires sur le plan horizontal = hauteur du soleil
q=angle des rayons solaires par rapport à la verticale
D=rayonnement diffus
Principalement direct (90% dans le visible)
28
Principalement diffus (jusqu’à 100%)
q = angle zénithal
h = «hauteur» du soleil
q
Surface effective
h
q
Surface horizontale Sh
Eclairement reçu par la surface horizontale
Ereçu par Sh= E Se/Sh
Soit Ereçu = E cos(q) = E sin(h)
29
Rayonnement direct
UV (0.3 à 0.4 µm) 3%
Visible (0.4 à 0.7 µm) 48 %
IR (0.7 à 3 µm) 49 %
Rg présente de fortes variations en fonction de :
-l’heure
-la saison
-la latitude
-l’état de l’atmosphère
L’importance des différentes fractions (diffus/direct) dépend
-de la hauteur du soleil :
Elle varie avec l’heure, la saison, la latitude
-de la « pureté » de l’atmosphère : teneurs en aérosols et vapeur d’eau (présence de
nuages)
Ex: Quand ciel sans nuages (=clair), l’éclairement diffus, représente environ 15% du
rayonnement global (Rg=900 W m-2, Ed=200 W m-2)
Quand 50 % de cumulus, il peut atteindre 50%.
(Rg=800 W m-2, Ed=350 W m-2)
Quand ciel complètement couvert : Rg=Ed=300 W m-2
Le rayonnement solaire
Constante solaire
Soleil
Terre
ES,0 ~1367 W . m-2
D0 : distance moyenne Terre-soleil = 149.5 x 106 km
Eclairement énergétique
d’une surface plane à la
limite de l’atmosphère:
Dépend de:
• La distance au soleil (jour
de l’année)
• Distance zénithale
(latitude, heure, jour de
l’année)
• Activité solaire (cycle de
11 ans)
30
Le rayonnement terrestre
-émis par la surface terrestre
-maximum d’émission à 10 µm
(grandes longueurs d’ondes)
Spectre: de 5 à 50 µm
-l’émissivité des surfaces naturelles varie
mais est toujours supérieure à 0.8
Rayonnement atmosphérique
• émet un rayonnement thermique de grandes longueurs d’onde
• est émis aussi bien vers le sol que vers l’espace
• résulte des rayonnements émis principalement par la vapeur d’eau, le
CO2, et l’O3
Ces gaz émettent dans les mêmes longueurs d’onde
que leur pouvoir d’absorption
-le spectre du rayonnement atmosphérique est quasi continu et s’étend de
5 à 100 µm
-la terre reçoit principalement le rayonnement des basses couches
31
Rayonnement atmosphérique (suite)
-L’absorption atmosphérique du R terrestre est environ 70 % par ciel
clair et quasi 100% en présence de nuages bas
(par expérience, on sait que l’air se refroidit plus par nuit claire)
-Quand le ciel est couvert, les nuages se comportent
quasiment comme des corps noirs (émissivité 0.97).
Ils augmentent le rayonnement atmosphérique
une partie de flux émis est absorbé par la vapeur d’eau et le CO2 qui se
trouvent entre eux et le sol
Le rayonnement net
•
bilan de l’ensemble des échanges de rayonnement au niveau de la surface du sol
•
considérer les courtes et les longues longueurs d’onde
Les gains=
absorption d’une partie du rayonnement global
et du rayonnement atmosphérique
Les pertes=
fraction réfléchie du rayonnement global
et du rayonnement atmosphérique (faible)
+ le rayonnement terrestre
Rn= (1-a) Rg + Ra - Rt
a=albédo terrestre
32
Albédo (a)
-coefficient de réflexion; donne la proportion de rayonnement réfléchi
dans les faibles l (celles du émises par le soleil)
-pour une surface naturelle quelconque
5 % à 10 %< a < 50 à 85 %
Eau libre
Surface enneigée
-pour un sol
5 % < a < 35-40 %
Sol sombre mouillé
Sable clair et sec
-pour la végétation
10 % < a < 20-25 %
Forêt de conifères
(15% forêt de feuillus)
Prairies
(comprend souvent
feuilles sèches à fort albédo)
Pour un végétation recouvrant entièrement le sol:
- a est environ 20 %:
-mais forte variation selon la longueur d’onde
5 % dans le visible
(du à la chlorophylle et autres pigments)
35 % dans l’infra-rouge
Comme il y a quasi autant de visible que d’IR, la moyenne est
environ 20%
33
Signature spectrale d’une feuille chlorophyllienne
Reflectance (%)
50%
Visible
Proche Infrarouge
25%
0%
450 500 550 600 650 700
750 800
850 900
950 1000 1050 1100
1150
Longueur d’onde (nm)
à partir de cours de Kamel Soudani
Variations de Rn
Temporelles
Echelle de la journée
-Positif le jour (sauf parfois en hiver) maximum en milieu de journée (quand Rg
max)
-Négatif la nuit (Rg=0, Rt > Ra)
Echelle de la saison
-Facteurs astronomiques qui changent Rg
-Albédo qui varie (état de la couverture végétale, neige)
Spatiales
-Facteurs astronomiques qui changent Rg
-Albédo qui varie (différent entre forêts, eau, désert, glacier)
Rn toujours > 0 pour les basses latitudes
Rn toujours < 0 pour les hautes latitudes
Le bilan radiatif au niveau de la surface terrestre à l’échelle globale est toujours
positif
34
Variations journalières du bilan radiatif
(forêt de Barbeau, 77)
Variations saisonnières du bilan radiatif
(forêt de Barbeau, 77)
35
Devenir de l’énergie reçue par rayonnement
La terre reçoit du soleil une quantité
considérable d’énergie sous forme de rayonnement.
Un repère:
En 1 an, l’ensemble de la population humaine
consomme une énergie qui est moins de 3%
de ce que le soleil nous envoie chaque jour
Devenir de l’énergie reçue par rayonnement
La terre reçoit du soleil une quantité
considérable d’énergie sous forme de rayonnement.
L’absorption d’énergie par la surface terrestre altère son
bilan d’énergie.
L’énergie absorbée est canalisée vers une augmentation de
la T de surface et/ou une dissipation.
36
Devenir de l’énergie reçue par rayonnement
Quatre voies:
•
•
•
•
dans l’énergie du rayonnement émis
dans le flux de chaleur sensible
dans le flux de chaleur latente
dans la photosynthèse
L’énergie reçue par les organismes et
les milieux naturels est transformée
en flux de chaleur
La partie utilisée pour la photosynthèse est
transformée en énergie chimique cette
composante est minime (1-3% de Rg)
Flux de chaleur sensible
Transfert d’énergie en présence d’un gradient de température
( vers la masse la plus froide)
Flux de chaleur par conduction ou par convection
La conduction
Peu de temps après …
=transfert de chaleur dans un milieu sans mouvement
(2 masses en contact) par transfert d’énergie cinétique au
cours de chocs entre molécules
Cette transmission de chaleur par conduction moléculaire a
lieu dans le cas de milieux solides, des sols, des organismes.
37
Flux de chaleur sensible (suite)
La quantité de chaleur Q traversant par unité de temps
une surface unité normale à la direction du flux est:
Q  K 
T
z
Cette équation appliquée au sol:
QS   K s 
Tsurf  T prof
z surf  z prof
Qs = flux de chaleur sol -> atm (W m-2)
Ks = coefficient de conductivité thermique du sol (W m-1 K-1)
Tsurf = température de surface du sol (K)
Tprof = température du sol en profondeur (K)
Z = profondeur (m)
Flux de chaleur sensible (suite)
Exemples de conductivité thermique (W m-1 K-1 vers 20 °C) :
Eau pure : 0.58
Air : 0.026
Sols (porosité 40%)
-sableux sec : 0.3
-sableaux saturé : 2.2
-argileux : 0.25
-argileux saturé : 1.58
-tourbière sec : 0.06
-tourbière saturé : 0.5
Le flux de chaleur sensible dans le sol est généralement:
-descendant (négatif) le jour (représente 2 à 20 % de Rn selon le niveau
d’ombrage de la végétation)
-ascendant (ou positif) la nuit
38
Flux de chaleur sensible (suite)
La convection
=transfert de chaleur par déplacement des molécules
sous l’effet de différences provoquées par des
différences de température (convection libre).
Peut s’ajouter à ce phénomène un déplacement de masse de fluide
induit par les vents ou les courants (convection forcée)
=appelé aussi diffusion turbulente
Déplacements avec composante verticale et horizontale
En fait les deux régimes
(conduction-convection)
coexistent souvent en proportion
variable
Montée l’air chaud +
Air frais
Descente de l’air froid
Gradient
thermique
Mode principal de diffusion de la
chaleur dans l’air et l’eau libre
dilatation
Sol chaud
Flux de chaleur sensible (suite)
T
z
T  Tair
Q H   r  c p  K h  sol
z sol  z air
QH   r  c p  K h 
H= flux de chaleur sensible sol -> atm (W/m²)
r= densité de l’air (kg/m3)
cp= capacité thermique de l’air (J/kg/K)
Kh= diffusivité thermique de l’air (m²/s)
Montée l’air chaud +
Air frais
Descente de l’air froid
Gradient
thermique
dilatation
Sol chaud
39
Flux de chaleur sensible (suite)
Notion de couche limite:
Le voisinage d’une surface liquide ou solide provoque une diminution
progressive -par friction- de la vitesse du vent qui devient nulle
au contact de cette surface
Cette action s’exerce sur une hauteur variable selon la nature
de la surface et la vitesse du vent est appelée couche limite
Monson & Baldocchi (2014)
Terrestrial Biosphere-atmosphere fluxes
Cambridge Univ. Press
Flux de chaleur latente
-résulte de l’évaporation de l’eau: de l’énergie est nécessaire pour
transformer l’eau liquide en eau vapeur
QL = l*E
l : chaleur latente de vaporisation (2475 J / gH2O à 20 °C et à Patm normale)
E : quantité d’eau évaporée (ou condensée !) ( gH2O / m2 / s)
• provient de l’évaporation des surfaces océaniques et de l’évapotranspiration des surfaces végétales
Liaisons hydrogène
Molécule d’eau
+H
H
O
-
+
-+
+-
40
Lien entre le bilan radiatif d’une surface
et le flux de chaleur provenant de cette surface ?
Rn= (1-a) * Rg + Ra - Rt = Qs + QH + QL + QDT
dissipation
modification de température
Cette énergie sera ré-émise sous forme de rayonnement
(cf. loi du corps noir)
Bilan radiatif à la surface de la Terre
Rayonnement
global Rg
Rayonnement
global réfléchi :
a * Rg
a : albédo
Courtes longueurs d’onde
Grandes longueurs d’onde
41
Bilan radiatif à la surface de la Terre
Bilan au niveau de la surface de la Terre: le
RAYONNEMENT NET
Rn = Rg*(1-a) + Ra - Rt
Rg : rayonnement global
a*Rg : rayonnement global réfléchi par la
surface
Ra : rayonnement atmosphérique (grandes
longueurs d’onde émis par l’atmosphère)
Rayonnement
Rt : rayonnement grandes longueurs d’onde
global
Rgsurface
émis
par la
Rayonnement
global réfléchi :
a * Rg
a : albédo
Courtes longueurs d’onde
Grandes longueurs d’onde
Bilan radiatif à la surface de la Terre
Bilan au niveau de la surface de la Terre: le
RAYONNEMENT NET
Rn = Rg*(1-a) + Ra – Rt
Rn = 168 + 324 – 390 = 102 W/m²
Dissipation de l’énergie :
24% flux de chaleur sensible
76% flux de chaleur latente
Rayonnement
global Rg
Rayonnement
global réfléchi :
a * Rg
a : albédo
Courtes longueurs d’onde
Grandes longueurs d’onde
42
Bilan radiatif à la surface de la Terre
Bilan au niveau de la surface de la Terre: le
RAYONNEMENT NET
Rn = Rg*(1-a) + Ra – Rt
Rn = 168 + 324 – 390 = 102 W/m²
Dissipation de l’énergie :
24% flux de chaleur sensible
76% flux de chaleur latente
Rayonnement
global Rg
Évaporation est un processus endothermique
Rayonnement
global réfléchi :
86% de l’évaporation est océanique !
a * Rg
a : albédo
Courtes longueurs d’onde
Grandes longueurs d’onde
43
Moyenne annuelle
Les bilans radiatifs au pôle et à l'équateur sont différents.
Le bilan est positif à l'équateur mais nul aux pôles
du fait de l'obliquité des rayons solaires:
une même énergie lumineuse est répartie
sur une plus grande surface aux pôles
44
Janvier
Juin
Moyenne annuelle
Le bilan radiatif d’une région géographique varie au cours de l’année.
Cette variation dépend de la position sur le globe.
Le rayonnement solaire
Constante solaire
Soleil
Terre
ES,0 ~1367 W . m-2
D0 : distance moyenne Terre-soleil = 149.5 x 106 km
Eclairement énergétique
d’une surface plane à la
limite de l’atmosphère:
Dépend de:
• La distance au soleil (jour
de l’année)
• Distance zénithale
(latitude, heure, jour de
l’année)
• Activité solaire (cycle de
11 ans)
45
Répartition des températures à la surface du globe
Valeurs moyennes (T. atmosphérique)
A 0 m d’altitude,
H Nord : 13 °C (avec un écart de 14° d’écart entre les jours et les nuits)
H Sud: 15 °C (avec 7 ° C d’écart)
1961-1990
Différence due :
• Au gradient latitudinal de
rayonnement solaire
• à une inégale répartition
des continents et océans.
(L’eau a un fort pouvoir
tampon thermique et les
masses d’eau en circulation
surtout abondantes dans
l’H. Sud y répartissent mieux
les températures)
Répartition des
températures à la surface
du globe
Gradient ~ 0.6 K / degré
latitudinal
Graph from
http://www.roperld.com/science/PrecipLatitude
_Longitude.htm
Data from
http://www.esrl.noaa.gov/psd/cgibin/data/timeseries/timeseries1.pl
46
Molécule d’eau
+H
H
+
O
-
20 000 KJ
Capacité thermique
4200 kJ kg-1 K-1
Capacité thermique
2500 kJ kg-1 K-1
Conductivité thermique
0.580 W m-1 K-1
Conductivité thermique
0.026 W m-1 K-1
Liaisons hydrogène
-+
+1kg H2O
Transfert de chaleur
dans le volume
Océan
Sol
20 000
4 200
20 000
2 500
T↑ 4.8 K
T↑8.0 K
rapide
lent
1kg sol
Conséquences sur la répartition des températures
Valeurs extrêmes:
Enregistrées à 0 m d’altitude:
+ 58 °C dans déserts du Mexique et de Lybie
-78°C en Sibérie (et même – 88.3 °C en Antarctique)
Oscillations (journalières, saisonnières)
Importance selon proximité mer
Oscillations max jour/nuit (déserts: + 50°C/-10°C)
Oscillations max saisons (région polaire, +15°C/-70°C)
47
Du sol:
Peut être plus chaud que l’air parfois de 1 à 20 °C
que l’atmosphère sus-jacente
La surface de sol sombre en zones désertiques peut atteindre
+ 80 °C
Peut être gelé (parfois en permanence=permafrost)
Variation en profondeur plus faible qu’en surface et décalées (une
fluctuation thermique met une douzaine d’heures à se propager
jusqu’à 50 cm de profondeur)
Des eaux en surface:
La température des eaux libres (glaces exclues) varie de
-2 °C à + 32 °C
48
Bioclimatologie – ECO2
L’humidité atmosphérique
L’humidité atmosphérique
Bioclimatologie – ECO2
L’humidité atmosphérique
L’humidité atmosphérique
Ordres de grandeur
Formation de brouillard: humidité relative proche de 100%
Climat tropical : souvent >95%
Hiver, air très sec à Paris : minimale journalière de <30%, mais généralement
>60%
Air désertique : peut descendre <4%
Importance
Demande évaporative : gradient d’humidité entre le sol et l’air.
Ouverture stomatique et production des plantes
Absorption du rayonnement, effet de serre
L’évaporation de l’eau utiliserait ~76% de l’énergie du rayonnement solaire
49
Bioclimatologie – ECO2
L’humidité atmosphérique
Influence du VPD sur la conductance
Granier et al., 1999
Bioclimatologie – ECO2
L’humidité atmosphérique
L’humidité atmosphérique
Humidité relative :
tension de vapeur saturante (mbar)
La quantité de vapeur d’eau que l’air peut
contenir avant condensation (saturation)
dépend de la température !
Hr  100
ea
eTa )
ea : tension de vapeur (pression partielle de la
vapeur d’eau)
e(Ta) : tension de vapeur saturante à Ta
50
40
l'eau liquide
Calcul de la tension de vapeur saturante
en fonction de la température (hPa):
30
20
T


e(T )  6.1078  exp 17.269 

237 .3  T 

e(Ta)
ea
10
vapeur d'eau
0
0
5
10
Tr 15 Ta
20
température (°C)
25
30
Déficit de saturation = Vapour
Pressure Deficit (hPa):
VPD = e(Ta) - ea
Tr : température de rosée : température à laquelle il faut abaisser l’air humide, à pression
constante, pour que la tension de vapeur d’eau devienne saturante
50
Bioclimatologie – ECO2
Les précipitations
Les précipitations
Bioclimatologie – ECO2
Les précipitations
Les précipitations
Précipitations = produits solides ou liquides qui résultent de la
condensation de la vapeur d’eau
Pluie
Neige, grêle
Rosée, givre
Brume, brouillard
Quantité atteignant le sol: mesurée comme l’épaisseur (hauteur) de la
lame d’eau équivalente sur une surface horizontale
Unité: hauteur en mm
Précision: 0.1 à 0.2 mm par jour
Mesure :
Pluviomètres manuels
Pluviomètres automatiques
1mm
Hauteur de 1 mm :
Volume 1*1000*1000 mm3 m-2
= 1 LITRE PAR M2
1m
1m = 1000 mm
51
Bioclimatologie – ECO2
Les précipitations
Les précipitations: ordres de grandeur
Pluviométrie minimale : ~0 mm an-1 dans certains déserts
(Atacama, Sahara oriental…)
Pluviométrie maximale : >12000 mm an-1
(côte colombienne, certaines régions d’Inde, sur la façade est du Piton de la
Fournaise à la Réunion …)
Record de pluviométrie annuelle : Charrapunji, Inde, mousson
de 1860-1861 : 26461 mm !
Intensité de pluie : record d’intensité d’averse à Holt aux USA,
1947 : 305 mm en 42 min
En France, pluviométries normales:
•
•
•
•
547 mm an-1 à Perpignan
670 mm an-1 à Paris
984 mm an-1 à Bordeaux
2046 mm an-1 au Mont Aigoual
Rôle des circulations atmosphériques
sur la répartition des précipitations
Raven, Plant Biology, ed. 2007
52
Precip (mm / jour)
Répartition des
précipitations à la surface
du globe
Graph from
http://www.roperld.com/science/PrecipLatitude
_Longitude.htm
Data from
http://www.esrl.noaa.gov/psd/cgibin/data/timeseries/timeseries1.pl
moyennes 1901-2010
http://kunden.dwd.de/GPCC/Visualizer
53
moyennes 1901-2010
http://kunden.dwd.de/GPCC/Visualizer
moyennes 1901-2010
http://kunden.dwd.de/GPCC/Visualizer
54
moyennes 1901-2010
http://kunden.dwd.de/GPCC/Visualizer
moyennes 1901-2010
http://kunden.dwd.de/GPCC/Visualizer
55
Bioclimatologie – ECO2
Notions de biogéographie
Bioclimatologie – ECEF2
Notions de biogéographie
Biomes= principales sous-unités de la biosphère. Couverture végétale
plus ou moins homogène. Plantes et animaux au sein d’un biome ont
évolué selon la contrainte climatique (températures, précipitations).
Raven, Plant Biology, 2007
56
Répartition des principaux biomes
60°N
30° N
Éq.
30° S
60° S
57
Bioclimatologie – EC02
Représentation synthetique du climat
Représentation synthétique
du climat
Bioclimatologie – ECEF2
Représentation synthétique du climat
Représentation synthétique du climat
Etude statistique des séries temporelles de variables météorologiques
Caractérisation/classification du climat d’une région :
Températures
Diagrammes ombrothermiques
Régime de précipitations
Clinogrammes
Types de climat :
Océanique, méditerranéen, continental, désertique …
Etablissement d’indices climatiques
Indice pluviométrique
Indice d’aridité de Martonne : IDM = P / (T+10) ; IDM<10 => climat aride
Indice ombrothermique de Gaussen : Pmois/Tmois<2 => mois sec
Moisture Index
Indice CA de Turc…
Etudes agroclimatiques
Sommes de températures et développement des plantes
58
Bioclimatologie – ECEF2
Représentation synthétique du climat
Diagramme ombrothermique
Précipitations mensuelles et
températures mensuelles sur le même
graphique
Échelle des précipitations = 2 *
échelle des températures
Bioclimatologie – ECEF2
Représentation synthétique du climat
Diagramme ombrothermique
Précipitations mensuelles et
températures mensuelles sur le même
graphique
Échelle des précipitations = 2 *
échelle des températures
59
Bioclimatologie – ECEF2
Représentation synthétique du climat
Diagramme ombrothermique
Précipitations mensuelles et
températures mensuelles sur le même
graphique
Échelle des précipitations = 2 *
échelle des températures
Période d’aridité
Problème de l’augmentation de l’effet de serre
Gaz à effet de serre
Molécules (gaz atmosphérique) ayant au moins 3 atomes
(donc pas N2, ni O2)
Ces gaz absorbent le rayonnement terrestre
(ont des bandes d’absorption dans les gammes
de grandes longueurs d’onde)
Ils sont généralement transparents au rayonnement solaire
(sauf O3 pour les UV)
Conséquence : un échauffement de l’atmosphère, qui donne lieu
à un rayonnement atmosphérique
Ce rayonnement est dans les mêmes longueurs d’onde que Rt
et est émis en partie vers la surface de la Terre, d’où son échauffement
60
Les principaux gaz à effet de serre
non-artificiels sont :
la vapeur d'eau (H2O),
le dioxyde de carbone (CO2),
le méthane (CH4),
le protoxyde d'azote (N2O)
l'ozone (O3)
Les gaz à effet de serre industriels
incluent les halocarbones lourds comme
les chlorofluorocarbones (CFC, CCl2F2)
et HCFC (CHClF2) comme le fréon,
l'hexafluorure de soufre (SF6).
Gaz à effet de serre: capacité d’absorption
du rayonnement IR (relativement au CO2)
CO2:
CH4:
N2O:
CFC:
1
21
206
12 000 à 15800
Et ces gaz absorbent d’autant plus
que leur concentration est élevée.
61
Contributions à l’effet de serre
des différents gaz de l’atmosphère
Kiehl et al. (1997); IPCC (2013)
Gaz
Durée de séjour
approximative dans
l'atmosphère
Gaz carbonique
100 ans
Méthane
12 ans
Protoxyde d'azote
120 ans
Halocarbures
jusqu'à 50.000 ans
Même si l’on arrête maintenant les émissions, les gaz déjà émis
peuvent continuer à agir pendant des années voire des siècles
62
Le problème n’est pas l’effet de serre en lui-même
mais son augmentation actuelle
IPCC, 2013 (Fig. TS6, WG1)
Le problème n’est pas l’effet de serre en lui-même
mais son augmentation actuelle
IPCC, 2013 (Fig. TS7, WG1)
63
Accroissement des concentrations GEDS
CO2 +45%
CH4 +130%
N2O+15%
CO2
Produit de combustion
(pétrole, gaz, charbon,
MO)
Produit de fermentation
anaérobie
(décharges, bétail)
Produit de combustion et
de dégradation d’engrais
(dé/nitrification)
Pots catalytiques
Facteurs réduisant la charge atmosphérique en GEDS
• une réaction physique
ex: condensation-pluie pour l’eau
•une réaction chimique réalisée dans l’atmosphère
ex: réaction entre méthane et radicaux hydroxyle pour donner du CO2
•par réaction chimique réalisé à l’interface
atmosphère-surface du globe
ex: Dissolution du CO2 dans les océans, Photosynthèse pour le CO2
CO2 est chimiquement stable dans l’atmosphère
•par des rayonnements solaires ou cosmiques au sommet de
l’atmosphère
ex: Les halocarbones sont cassés par ces rayonnements; sinon ils sont
inertes et stables dans l’atmosphère
64
Ne pas confondre:
L’effet de serre et le trou dans la couche d’ozone…
Différence entre l’O3 du « pic » et celui de la « couche »
Mêmes molécules mais:
O3 du « pic » (= troposphérique)
• 0 -20 000 m altitude
• effets sanitaires délétères (irritations bronchiques, dommages
tissulaires plantes)
NO2 → NO + O
• produit indirectement via des précurseurs
puis
O + O2 → O3
(ex: oxydes d’azote, hydrocarbures)
• en augmentation
O3 de la « couche » (= stratosphérique)
• 20 000 – 50 000 m altitude
•« bon » ozone qui arrêt les UV solaires (ppté indépendante de l’altitude !)
• produit par les UV qui agissent sur l’O2
• il diminue
Le brassage vertical de l’atmosphère ne conduit pas à un comblement du « trou » stratosphérique par le surplus
d’O3 troposphérique
Ne pas confondre: L’effet de serre et le trou dans la couche d’ozone (suite)
Pas les mêmes effets:
Trou dans la couche d’O3:
-risques sanitaires (cancers), dysfonctionnement
écosystèmes (photosynthèse)
Effet de serre:
-changement climatique, modification des
températures, du cycle de l’eau…
Peu d’interaction :
Les autres GEDS ne perturbent pas la couche d’ozone sauf les CFC
Des causes d’ampleur différente
Problème de la couche d’ozone lié à quelques secteurs industriels
(émission CFC) alors que le problème de l’effet de serre est relié à l’usage
de l’énergie dans son ensemble:
Problème plus vaste et moins facile a changer…
65
Conclusions
Le système atmosphère + terre est un système ouvert
pour le rayonnement et l’énergie (échanges avec l’extérieur)
Globalement, la Terre reçoit des courtes longueurs d’onde et en émet des
longues.
Rôle important de l’atmosphère et de sa composition,
elle détermine les conditions de vie sur Terre par:
-action sur R solaire : absorption des UV
-action sur R terrestre : absorption et émission des grandes
longueurs d’ondes, d’où l’effet de serre
Le bilan radiatif donne le rayonnement net c’est-à-dire l’énergie disponible sur
Terre qui est transformée en:
-énergie chimique (photosynthèse)
-chaleur sensible évacuée par le sol et l’air
-chaleur latente (évaporation de l’eau disponible)
66
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