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 20 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 eTa ) 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
