Les termes du bilan énergétique 1. La moyenne planétaire et annuelle 2. Les variations spatiales du bilan radiatif net 3

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1 Les termes du bilan énergétique 1 La moyenne planétaire et annuelle 2 Les variations spatiales du bilan radiatif net 3 Les variations spatiales des flux de CSL 4 Conclusion 5 Exercices 6

2 Les termes du bilan énergé1que Rappel sur les bilans radiatifs - 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 - 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 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

3 Le BR de l atmosphère Les termes du bilan énergé1que - 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 R émis augmente jusqu à l équilibre thermique Bilan radiatif de l atmosphère RN = RS absorbé + RT absorbé RA émis vers le haut et vers le bas

4 Les termes du bilan énergé1que Le BR de la surface terrestre Bilan radiatif de la surface terrestre RN = RS absorbé + RA absorbé RT émis - 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 - le système climatique doit évacuer l énergie des régions «sources» vers les régions «puits» sous une forme non-rayonnante = 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

5 Les flux de chaleur Les termes du bilan énergé1que Ces transferts s opèrent sous deux formes (entre la ST et l A) - 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) Définitions des flux de chaleur: - flux de chaleur sensible : proportionnel à la vitesse du vent et au gradient de température entre la surface et l atmosphère - 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

6 Les termes du bilan énergé1que - 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). Le flux de chaleur vers et depuis la profondeur est donc beaucoup plus important dans l océan qui peut stocker la chaleur contrairement aux continents et à l atmosphère (densité 1000 fois inférieure à celle de l océan) 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

7 Le bilan énergétique exprimé en W/m 2 A:342 B:107 atmosphère J:195 RS (0.2-3µm) RT (3-100µm) TENR C:235 H:168 G:67 chauffage de l atmosphère 519 réémission de l atmosphère 519 F:24 E:78 I:324 L:40 K:350 D:390 surface

8 - le bilan énergétique entre la terre et l univers est donc équilibré = température relativement constante d une année sur l autre. Les seuls termes importants pour le moment sont constitués par du rayonnement

9 En surface H et I = gains pour la surface terrestre I = 324 > H = la surface bénéficie donc de 492 W/m² = échauffement + évaporation/sublimation (ou fusion de la glace) D = émission de RIR = le RN de la surface est positif puisque =102 W/m² = excédent de rayonnement que la surface doit évacuer

10 Dans l atmosphère G et K = gains pour l atmosphère (RS absorbé + R émis par la surface terrestre et absorbé) = 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 - le RN de l atmosphère est négatif puisque (67+350)-( ) = -102 W/m² - 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)

11 La géographie du BRN Les termes du bilan énergé2que Les varia1ons spa1ales du BRN - décroissance latitudinale entre une zone excédentaire tropicale et une zone déficitaire au niveau des pôles - maxima sur les océans équatoriaux +bassins forestiers équatoriaux (Amazone, Congo) - 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) - hémisphère d hiver (non représentée) est déficitaire et hémisphère d été excédentaire = transfert de chaleur de HE vers HH

12 Les varia1ons spa1ales du BRN Déséquilibres énergétiques Flux de chaleur non-rayonnants (depuis les régions sources vers les régions puits) Flux dans le sens vertical (= entre S et A + au sein de l océan et atmosphère) et dans le sens horizontal

13 Les varia1ons spa1ales des flux de CSL La géographie des flux de CSL Chaleurs latente et sensible (description) - valeurs plus élevées dans la zone tropicale et sur ses marges - 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 - chaleur L = géographie compliquée avec valeurs maximales sur les continents équatoriaux + océans tropicaux + secteurs océaniques localisés le long de la façade orientale des EU et de l Eurasie - formes de chaleur transportées par circulation O et A

14 Les varia1ons spa1ales des flux de CSL - flux de chaleur L est quasiment nul sur les pôles et sur les continents tropicaux (intérieurs et façade occidentale des continents en particulier) - la géographie du flux de chaleur S s inscrit presque en miroir de celle de la chaleur L avec des maxima sur les continents tropicaux - 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!)

15 Les varia1ons spa1ales des flux de CSL Chaleurs latente et sensible (explication) - 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 - la présence d eau en surface entraîne une prééminence de la chaleur L, le flux maximal étant atteint là où le vent active l évaporation (océan tropical) et sur les massifs forestiers équatoriaux. Le flux de chaleur L 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 S = échauffement considérable des basses couches de l atmosphère - le flux de chaleur S est limité au-dessus des océans car la température de surface ne peut pas beaucoup s élever. Cependant, les courants chauds dans la zone extratropicale génèrent des flux de chaleur S vers l atmosphère en raison de l écart thermique avec l atmosphère (flux maximal en hiver)

16 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 ne rentrent 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 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 S et L sont les + importants au sein de la zone intertropicale (nébulosité, vitesse du vent, disponibilité en eau )

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18 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 serat-elle la plus élevée au bout d'un certain temps? Vous devez expliciter votre réponse en faisant référence au flux de chaleur