Les bilans énergétiques (1) CO1 Climatologie et hydrologie

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1 Les bilans énergétiques (1) CO1 Climatologie et hydrologie

2 Le plan du TD Les termes du bilan énergétique La moyenne planétaire et annuelle Les variations spatiales du bilan radiatif net Les variations spatiales des flux de chaleur sensible et latente A retenir Exercices

3 Rappel sur les bilans radiatifs o Surface terrestre + atmosphère = recyclage d une partie du RS sous forme de rayonnement infrarouge via l effet de serre = augmentation de la quantité de rayonnement disponible en surface et pour l atmosphère o Bilan radiatif = différence entre le rayonnement absorbé (qui échauffe) et le rayonnement émis (qui évacue la chaleur, donc tend à refroidir) Bilan radiatif = R net (RN) = R absorbé R émis

4 Le bilan radiatif de la Terre o Bilan radiatif de la terre (considéré au sommet de l atmosphère) RN = RS absorbé RT émis (non absorbé par l atmosphère) RA vers le haut o Ce bilan est équilibré sur des pas de temps relativement longs RS absorbé = RT émis + RA émis vers le haut Mais si RS absorbé > RT émis + RA émis vers le haut alors la Terre s échauffe et la quantité de rayonnement émis augmente jusqu à l équilibre thermique

5 La surface terrestre et l atmosphère o Le bilan radiatif de l atmosphère RN = RS absorbé + RT absorbé RA émis vers le haut et vers le bas o Le bilan radiatif de la surface terrestre RN = RS absorbé + RA absorbé RT émis o Le RN dégage soit un excédent d énergie soit un déficit d énergie: on parle de région «source» d énergie dans le premier cas et de région «puits» d énergie dans le second cas

6 Les flux de chaleur (1) o Le système climatique doit évacuer l énergie des régions «sources» vers les régions «puits» sous une forme nonrayonnante = c est le rôle de la circulation océanique et atmosphérique qui va évacuer la chaleur depuis la région tropicale vers les pôles et depuis la surface vers l atmosphère o Ces transferts s opèrent sous quatre formes (entre la surface terrestre et l atmosphère) - flux de chaleur sensible (S) - flux de chaleur latente (L) - flux de conduction (K) - la convection (notamment pour les océans entre la surface et la profondeur)

7 Les flux de chaleur (2) Définitions des flux de chaleur: o Flux de chaleur sensible = proportionnel à la vitesse du vent et au gradient de température entre la surface et l atmosphère o Flux de chaleur latente = proportionnel à la vitesse du vent et au gradient d humidité entre la surface et l atmosphère. Ce flux est donc proportionnel à l évaporation o Le flux de chaleur vers la surface et depuis la profondeur est très différent en fonction du substrat. Dans l océan (en + de la conduction), l océan supporte la convection (bien que peu efficace car l océan est avant tout chauffé par le haut

8 Les flux de chaleur (3) o Pour une surface quelconque: RN = S+L+K sur les continents le bilan se réduit à RN = S+L sur les océans: le terme K devient important à l échelle saisonnière, car l océan peut stocker la chaleur en été quand RN(surface) > 0 et la libérer quand RN (surface) < 0 en hiver

9 Le bilan énergétique en moyenne annuelle (exprimé en W/m²) A:342 B:107 atmosphère J:195 L:40 RS (0.2-3µm) RT (3-100µm) C:235 TENR G:67 chauffage de l atmosphère 519 réémission de l atmosphère 519 K:350 H:168 F:24 E:78 I:324 D:390 surface

10 Au sommet de l atmosphère...

11 En surface... H et I = gains pour la surface terrestre I = 324 > H = 168 o La surface bénéficie donc de 492 W/m² = échauffement + évaporation/sublimation (ou fusion de la glace) D = émission de RIR = 390 o Le RN de la surface est positif puisque =102 W/m² = excédent de rayonnement que la surface doit évacuer d une façon ou d une autre

12 Dans l atmosphère... G et K = gains pour l atmosphère (RS absorbé + R émis par la surface terrestre et absorbé) = o L effet de serre représente encore ici un gain mais le rapport entre les deux flux est de 5 à 1 contre 2 à 1 pour la surface terrestre J et I = pertes radiatives pour l atmosphère o Le RN de l atmosphère est négatif puisque (67+350)-( ) = -102 W/m² o L atmosphère doit donc récupérer de la chaleur sous une forme non-rayonnante depuis la surface = flux de chaleur sensible et flux de chaleur latente (E et F)

13 La géographie du BRN o Décroissance latitudinale entre une zone excédentaire tropicale et une zone déficitaire au niveau des pôles o Maxima sur les océans équatoriaux + bassins forestiers équatoriaux (Amazone, Congo) o Sous les tropiques, secteurs océaniques occidentaux sont favorisés par rapport aux parties orientales et secteurs continentaux adjacents (Sahara = «puits» radiatif = perte d énergie rayonnante vis-à-vis de l univers)

14 La géographie des flux de chaleur (1) o Valeurs plus élevées dans la zone tropicale et sur ses marges o Flux de chaleur latente + élevé que le flux de chaleur sensible; la majorité de l excédent en RN en surface est donc utilisé pour évaporer l eau et une minorité sert à chauffer l air par conduction o Chaleur L = géographie c o m p l i q u é e a v e c v a l e u r s maximales sur les continents équatoriaux + océans tropicaux + secteurs océaniques localisés le long de la façade orientale des EU et de l Eurasie

15 La géographie des flux de chaleur (2) o Formes de chaleur transportées par la circulation atmosphérique et océanique o Flux de chaleur latente est quasiment nul sur les pôles et sur les continents tropicaux (intérieurs et façade occidentale des continents en particulier) o La géographie du flux de chaleur sensible s inscrit presque en miroir de celle de la chaleur latente avec des maxima sur les continents tropicaux o Sur les océans, le flux de chaleur S est proche de 0 sauf sur la bordure occidentale de l Atlantique nord et du Pacifique nord aux latitudes subtropicales. Sur les continents tempérés, le flux est proche de 0 ou même négatif (ceci masque de fortes variations saisonnières!)

16 La géographie des flux de chaleur (3) o La géographie globalement zonale de la somme des deux flux est déterminée par l apport de chaleur, plus important au niveau de la surface de la zone tropicale. La surface a plus d énergie à redonner à l atmosphère o La présence d eau en surface entraîne une prééminence de la chaleur latente, le flux maximal étant atteint là où le vent active l évaporation (océan tropical) et sur les massifs forestiers équatoriaux. Le flux de chaleur latente peut être important au-dessus des courants marins chauds (Gulf-Stream). S il n y a pas d eau en surface (Sahara), il ne peut y avoir aucune évaporation et l excédent radiatif en surface est évacué sous forme de chaleur sensible = échauffement considérable des basses couches de l atmosphère

17 La géographie des flux de chaleur (4) o Le flux de chaleur sensible est limité au-dessus des océans car la température de surface ne peut pas beaucoup s élever. Cependant, les courants chauds dans la zone extra-tropicale génèrent des flux de chaleur sensible vers l atmosphère en raison de l écart thermique avec l atmosphère (flux maximal en hiver)

18 À retenir (1) Le BE mesure pour une surface quelconque les flux de chaleur absorbés et émis. Le BE est équilibré (sur des pas de temps suffisamment longs), c est à dire que ce qui est absorbé est équivalent à ce qui est émit En moyenne annuelle et au sommet de l atmosphère, le BE est équivalent au BR (=les formes de transferts de chaleur non-rayonnants n entrent pas en compte); la Terre émet vers l espace un RIR, équivalent au RS absorbé par la surface et l atmosphère Entre l atmosphère et la surface, les échanges de chaleurs se fond d abord sous forme de rayonnement via l effet de serre; ce dernier apporte 2 fois plus d énergie à la surface terrestre et 5 fois plus à l atmosphère que le RS absorbé

19 À retenir (2) Les déséquilibres radiatifs importants sont: - entre la surface (excédentaire) et l atmosphère (déficitaire) - entre la zone tropicale (excédentaire) et la zone polaire (déficitaire) - entre l hémisphère d été (excédentaire) et l hémisphère d hiver (déficitaire) Ces déséquilibres génèrent des échanges de chaleur entre la surface continentale et l atmosphère et au sein de ce dernier ainsi que dans l océan Les flux de chaleur sensible et latente sont les + importants au sein de la zone intertropicale (nébulosité, vitesse du vent, disponibilité en eau )

20 Exercices (1)

21 Exercices (2) Quel est le flux qui détermine principalement les variations latitudinales du rayonnement net? Le rayonnement net est-il équilibré pour l'atmosphère en moyenne annuelle et planétaire? Pourquoi le rayonnement net mesuré au sommet de l'atmosphère est-il négatif au-dessus du Sahara? Pourquoi le flux de chaleur latente est-il nul au Sahara?et au niveau de l'antarctique?vous devez donner le premier facteur impliqué. Imaginez que vous apportez la même quantité de rayonnement net à deux sols, l'un totalement sec et l'autre saturé en eau ; au-dessus duquel la température sera- t-elle la plus élevée au bout d'un certain temps? Vous devez expliciter votre réponse en faisant référence au flux de chaleur