Sujet 2 - Radiations dans le système Soleil-Terre-atmosphère. Table des matières

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1 Sujet 2 - Radiations dans le système Soleil-Terre-atmosphère Table des matières 1- Radiations électromagnétiques Les lois de la radiation... 4 La loi de Planck et le corps noir... 4 La loi du déplacement de Wien... 5 Absorptivité et émissivité... 6 La loi de Kirchhoff Radiation solaire... 6 La radiation solaire à travers l'atmosphère... 6 Quelques phénomènes d interaction entre les ondes électromagnétiques et la matière Diffusion de Rayleigh Diffusion de Mie Radiation terrestre - infrarouge éloigné Échanges de chaleur autres que radiatifs La conduction dans l'atmosphère La convection thermique dans l'atmosphère Flux de chaleur sensible...17 Échanges de chaleur lors des changements de phase. Flux de chaleur latente Bilan énergétique à la surface de la Terre Absorption du rayonnement infrarouge par l'atmosphère Effet d un ciel nuageux sur le bilan radiatif Gaz à effet de serre...22 Comprendre l effet de serre L effet des nuages L effet de vapeur d eau L effet de doublement de CO Variations dans le temps de l équilibre énergétique Les saisons Maximum de température diurne

2 Sujet 2 - Radiations dans le système Soleil-Terre-atmosphère Une des caractéristiques les plus évidentes de l atmosphère, c est son perpétuel mouvement ainsi que le changement perpétuel de son état. Aux jours de soleil succèdent les jours pluvieux, après l hiver vient l automne, etc. D où vient toute l énergie nécessaire à faire fonctionner cette gigantesque machine thermique? On connaît la réponse : toute l énergie nous vient du Soleil, sous forme de rayonnement électromagnétique. Le système Terre-atmosphère-océan transforme cette énergie solaire en d autres formes d énergie, entre autres en énergie cinétique de mouvement. 1- Radiations électromagnétiques Les ondes électromagnétiques transportent de l'énergie même quand il n'y a pas de matière entre la source d'énergie et le récepteur. Ces ondes sont appelées électromagnétiques parce qu'elles se propagent en modifiant les champs électrique et magnétique. Leur vitesse de propagation est celle de la lumière (c) qui, dans le vide, est constante pour tous les types d'onde et qui est égale à kilomètres par seconde. La vitesse de la lumière est légèrement plus faible quand le milieu de déplacement de la radiation est un gaz, un liquide ou un solide. Dans un milieu matériel, les ondes électromagnétiques peuvent interagir avec les molécules ou les atomes qui le forme. La lumière, les micro-ondes, les ondes radio, les rayons X, les rayons cosmiques, etc., sont des exemples d'ondes électromagnétiques. On classifie ces formes d'énergie en fonction de leurs longueurs d'onde. La distance entre deux maxima de l onde électromagnétique est la longueur d'onde λ. La rapidité, en un point, avec laquelle le champ varie dans le temps est appelée fréquence ν. En météo, on utilise le micromètre (µm) comme unité de mesure des longueurs d'onde λ et la fréquence ν est donnée en s -1. crête amplitude creux Figure 2-1: L énergie radiante est transmise sous la forme d ondes. Les ondes se définissent en termes de longueur d onde, d amplitude, de fréquence et de vitesse. La longueur d onde est la distance entre deux crêtes. L amplitude est la moitié de la différence entre une crête et un creux. La fréquence est le nombre d ondes qui passe un point par unité de temps. La vitesse est la distance que parcourt une onde par unité de temps. Source: Internet

3 Figure 2-2: Le spectre électromagnétique est constitué de plusieurs types de radiations qui se distinguent par leur longueur d onde, leur fréquence et leur niveau d énergie. 2-3

4 Parce que les radiations électromagnétiques voyagent à la vitesse de la lumière (c), la fréquence (ν) et la longueur d onde (λ ) sont reliées par l expression suivante : ν = c λ (2-1) Les ondes les plus courtes, dont la fréquence est plus rapide, contiennent le plus d'énergie car l'énergie associée à un photon de radiation est W = hν où h est la constante de Planck et est égale à 6,626 x J s. L'éventail de toutes les longueurs d ondes possibles est appelé le spectre électromagnétique. L œil humain peut voir la partie du spectre qu on nomme le visible et qui comprend les radiations dont la longueur d onde est comprise entre 0,4 µm et 0,7 µm (voir les figures 2-2,2-3 et 2-4). D autres grandeurs caractérisent également les ondes électromagnétiques : Par exemple, le taux de transfert d énergie par rayonnement électromagnétique est appelé le flux radiant (ou flux radiatif) et est exprimé par des unités d énergie par unité de temps : joules par seconde (J s -1 ) ou watts (W). En divisant le flux radiant par l aire à travers laquelle il passe, on obtient l irradiance, qui est exprimée en watts par mètre carré (W m -2 ) et est représentée par la lettre E. 2 Les lois de la radiation La loi de Planck et le corps noir Le corps noir est un corps hypothétique qui peut absorber et émettre les radiations électromagnétiques dans tout le spectre électromagnétique de sorte que :! toute la radiation incidente est complètement absorbée, d'où le terme corps noir.! l'émission maximale possible à la température du corps est réalisée pour toutes les longueurs d'onde et dans toutes les directions. Selon la loi de Planck, tous les corps dont la température est supérieure à 0 K émettent des radiations dans un large spectre de longueur d'onde, qui dépendent de la température du corps source. Plus la température est élevée, plus les radiations émises sont intenses et plus petite est leur longueur d'onde (plus grande est leur fréquence). La loi de Planck veut donc dire que l intensité des radiations émises par un corps noir dépend uniquement de la température du corps. L'irradiance émise par un corps noir de température (absolue) T est donnée par : * E = σt (2-2) où σ est la constante de Stefan-Boltzman et égale à 5,67x10-8 W m -2 K -4. Cette équation est appelée la loi de Stefan-Boltzman.

5 La loi du déplacement de Wien Plus un corps est chaud, plus l'irradiance maximum se produira dans des longueurs d'onde courtes, donc énergétiques. Source: Wallace et Hobbs 1977 Figure 2-3: Spectre normalisé d émission du corps noir pour le soleil (à gauche) et la terre (à droite) en fonction de la longueur d onde (échelle logarithmique pour les longueurs d onde). L ordonnée est multipliée par la longueur d onde de façon que les aires sous les courbes soient proportionnelles à l irradiance. Figure 2-4: Spectre d émission du corps noir pour le Soleil (à gauche) et la Terre (à droite) en fonction de la longueur d onde (remarquez la brisure dans l échelle pour les longueurs d onde. 2-5

6 Absorptivité et émissivité L'irradiance du corps noir représente la limite supérieure de la quantité de radiation qu'une substance réelle peut émettre à une température donnée et pour une longueur d onde donnée. Pour n'importe quelle longueur d'onde λ, on peut alors parler de l'émissivité ε λ E λ E λ * (2-3) qui mesure le pouvoir émetteur d un corps qui émet de la radiation à cette longueur d'onde. Par définition, l'émissivité d'un corps noir est l'unité (=1) pour toutes les longueurs d'onde et l'émissivité de toute substance réelle se situe entre 0 et 1 et peut varier selon la longueur d'onde. On a défini une quantité correspondante appelée l'absorptivité, a λ, qui mesure le rapport entre l'irradiance absorbée par un corps et l'irradiance incidente sur lui. Par définition, l'absorptivité d'un corps noir est égale à 1 à toutes les longueurs d'onde. La loi de Kirchhoff La loi de Kirchhoff s'exprime par : a λ = ε λ (2-4) Qualitativement cette loi dit que les matériaux qui sont de forts absorbeurs pour une longueur d'onde particulière sont également de forts émetteurs pour cette longueur d'onde. De façon similaire, les faibles absorbeurs sont de faibles émetteurs. Cette loi ne s'applique pas qu'aux surfaces opaques mais également aux gaz dans la mesure où la densité est assez grande. Dans l'atmosphère terrestre, cette condition est réalisée entre le sol et environ 60 km d'altitude. 3 - Radiation solaire Le Soleil, contrairement à la Terre, produit sa propre énergie. Comme il est à très haute température - environ 6000 K (kelvin) - il apparaît comme un corps lumineux qui émet l'essentiel de son énergie aux très courtes longueurs d'onde. Température du Soleil = 6000 K Le Soleil, comme tous les corps dont la température est plus élevée que 0 kelvin (ou 0 absolu et qui correspond à -273 C), émet de l'énergie par rayonnement, c est-à-dire sous forme d ondes électromagnétiques. La radiation solaire à travers l'atmosphère Le flux solaire incident est fonction de la luminosité solaire et inversement proportionnel au carré de la distance au Soleil. 2-6

7 Le rayonnement solaire arrive à l'atmosphère sans subir de modification dans le vide de l'espace. La Terre reçoit 1/ de l'énergie émise par le Soleil. La constante (presque) solaire, (1368 W m -2 ), est la quantité d'énergie reçue par une surface perpendiculaire aux rayons du Soleil au sommet de l'atmosphère, ramenée à la distance moyenne Terre-Soleil. En fait, elle varie selon l'activité solaire (cycle de 11 ans) et l'excentricité de l'orbite terrestre et les saisons (distance Terre-Soleil) :! périhélie (3 janvier) : 1410 W m -2 ;! aphélie (3 juillet) : 1320 W m -2 ;! moyenne annuelle : 1368 W m -2. La distance moyenne de la Terre au Soleil est l'unité Astronomique; 1 U.A. = km Figure 2-5: En moyenne globale et annuelle, chaque mètre carré de la surface extérieure de l'atmosphère reçoit une puissance de 342 W (watts). En effet, le flux solaire est réparti sur la surface sphérique de la Terre qui est 4 fois plus grande que sa section. En 24 heures, compte tenu de la rotation de la Terre (qui occulte la partie opposée au Soleil), le flux solaire moyen qui atteint le sommet de l'atmosphère est de 342 W m -2. Cette valeur reste très théorique (grande différence en pratique entre le flux reçu à l'équateur et aux pôles). Comparativement, le flux de chaleur d'origine interne est négligeable (0,06 W m -2 ). En moyenne globale et annuelle, chaque mètre carré de la surface extérieure de l'atmosphère reçoit une puissance de 342 W (watts) à la surface du sommet de l atmosphère (figure 2-5). 2-7

8 Source: Wallace et Hobbs 1977 Figure 2-6: Spectres d émission pour des corps noirs qui sont aux températures indiquées. ===================================================================== Exemple 2-1: Supposons que la Terre soit en équilibre radiatif, c'est-à-dire qu'il n'y ait pas de gain net d'énergie ou de perte nette d'énergie dû à la radiation et que l'albédo de la Terre soit de 0,3 (l'albédo planétaire est la fraction de la radiation solaire totale incidente qui est réfléchie vers l'espace sans absorption). Calculez la température équivalente du corps noir de la Terre (autrement dit : Quelle est la température de la Terre qui produirait un équilibre radiatif?). Radiation planétaire Radiation solaire Solution: Soient S l'irradiance de la radiation solaire incidente sur la Terre (1380 W m -2 ), E, l'irradiance de la radiation planétaire émise vers l'espace, R T le rayon de la Terre et A, l'albédo planétaire. Pour qu'il y ait équilibre radiatif, le flux qui arrive doit être égal au flux qui sort. On a donc, (1-A)SπR 2 T = E4πR2 T Le terme de gauche est l énergie solaire absorbée par le côté de la Terre exposé au rayonnement solaire (aire d un disque = πr 2 ) et le terme de droite est l énergie émise 2-8

9 par la surface totale de la Terre (aire d une sphère = 4πr 2 ) en supposant une température donnée pour la Terre (notre température équivalente). d où E = 1-A S 4 = 241 W m -2 La température équivalente du corps noir T E s'obtient directement à partir de l'éq. 2-2 en supposant que la radiation E est émise par un corps noir. Donc, TE = E 1/4 = 255 K = -18 o C σ La température équivalente de corps noir de la photosphère du Soleil, la couche émettrice des rayons, est d'environ 6000 K. La radiation solaire est donc constituée essentiellement de rayons ultraviolets (UV) (0,2 à 0,4 µm), visibles (0,4 à 0,7 µm) et infrarouges proches (IR proche) (entre 0.7 µm et 4 µm) avec un maximum dans la bande du rayonnement visible. Les radiations visibles sont des ondes électromagnétiques de longueur d'onde relativement courte, transportant donc beaucoup d'énergie. Une bonne partie de l'énergie solaire (45 %) est émise dans cette bande. En effet, nos yeux ont évolué pour être sensible au spectre visible. Source: Hidore 1984 Figure 2-7: Les bandes majeures de la radiation solaire. L intervalle entre 0,4 et 0,7 µm est une bande très importante. Dans cette bande, l énergie est visible à l œil humain. Les longueurs d onde dans le domaine de la lumière visible sont données en micromètres (µm). Les radiations solaires, en pénétrant dans l'atmosphère, peuvent interagir avec les gaz de l'atmosphère, les nuages, les aérosols et le sol. Elles peuvent être absorbées, diffusées ou réfléchies vers l'espace. Une fraction de l'énergie solaire est transmise directement au sol. Seulement 25 % atteint le sol sans avoir subit d' interférence dans l'atmosphère. Les 75 % restants sont absorbés par les molécules, diffusés en partie vers le sol et en partie vers l'espace. 2-9

10 Figure 2-8: La radiation qui atteint l atmosphère est réfléchie, diffusée ou absorbée par l atmosphère elle-même, les nuages, le sol et ce qui se trouve au sol (ex. édifices). Le bilan radiatif solaire (en pourcentage) donne une indication de la quantité de radiation perdue ou gagnée. La radiation diffusée par les nuages peut fournir de la radiation indirecte additionnelle vers la surface. La surface de la Terre se réchauffe en absorbant l'énergie du rayonnement solaire et atmosphérique. Au contact de la surface, l'atmosphère se réchauffe à son tour. Qu'est-ce qui détermine si la lumière est absorbée, diffusée ou réfléchie? C'est la longueur d'onde des radiations ainsi que la nature du milieu qu'elles traversent. Quelques phénomènes d interaction entre les ondes électromagnétiques et la matière Diffusion (scattering en anglais) La lumière change de direction et est dispersée en ses différentes longueurs d ondes mais la fréquence ne change pas. La diffusion est un processus rapide durant lequel la lumière est absorbée par une particule et ensuite rapidement émise dans toutes les directions selon ses différentes longueurs d'onde. Les particules de diffusion peuvent être des molécules d'air, des particules de poussière, des gouttelettes d'eau ou des polluants qui diffusent la lumière du rayonnement solaire incident dans toutes les directions. Le degré de diffusion dépend de la taille de la molécule ou particule et aussi de la longueur d'onde de la radiation incidente. Quand la lumière est diffusée par de petites particules (e.g. gouttes, poussière), elle est distribuée dans toutes les directions. Une partie de la lumière diffusée retourne dans alors l'espace et la lumière restante continue d'interagir avec d'autres molécules qu'elle rencontre sur son chemin, jusqu'à atteindre le sol où elle est absorbée ou réfléchie. 2-10

11 Diffusion de Rayleigh La diffusion sélective (ou diffusion de Rayleigh) se produit lorsque certaines particules sont plus efficaces à diffuser une longueur d'onde en particulier. Les molécules d'air comme l'oxygène et l'azote sont de petite taille et donc plus efficace à diffuser les petites longueurs d'onde de la lumière (bleu et violet). La diffusion sélective par les molécules d'air est responsable de la couleur bleue du ciel. Quand le Soleil est au zénith, le ciel est bleu dans n'importe quelle direction autour du Soleil, puisqu'on voit surtout la lumière bleue, très efficacement diffusée par les molécules. Par contre, au coucher du Soleil la radiation qui nous arrive a dû parcourir une plus grande distance dans l'atmosphère (figure 2-9). La radiation qu'on voit alors est celle la moins diffusée, d'où la couleur orange du ciel du côté du Soleil couchant. La lumière bleue a été complètement diffusée et donc éliminée des rayons directs du Soleil en chemin Diffusion de Mie Un autre type de diffusion est la diffusion de Mie et est responsable de l'apparence blanche des nuages. Dans ce cas, les particules de taille plus grande, comme la fumée et les gouttelettes des nuages, diffusent la lumière de façon plus équitable, c'est-à-dire indépendamment de la longueur d'onde et dans toutes les directions. Le ciel nous semble alors blanc ou bleu pâle. Donc, la couleur du ciel nous donne une indication de la concentration de particules en suspension dans l'air. Plus le ciel est bleu, plus l'air est propre. 2-11

12 Figure 2-9: Quand le Soleil est haut dans le ciel, la lumière solaire constituée de toutes les longueurs visibles (moins une partie du bleu) atteint vos yeux, les rayons directs du soleil apparaissent alors blancs. Cependant, le reste du ciel vous apparaît bleu car la lumière bleue est celle qui est la plus diffusée. Quand le Soleil est bas dans le ciel (près de l horizon), la lumière du soleil paraît orange ou rougeâtre parce que la plupart de la lumière bleue a été perdue en cours de chemin à cause de la diffusion. Source: Lutgens et Tarbuck 1986 La forme des particules qui diffusent la lumière est aussi importante. Ainsi, la sphéricité des gouttelettes de nuage et des gouttes de pluie est responsable de certains phénomènes optiques qui sont dus à la diffusion tels les arcs-en-ciel et les halos. Réflexion Les rayons changent de direction sans se disperser, leur fréquence ne change pas. En moyenne 30% de l'énergie solaire est réfléchie par le système Terre-atmosphère. Cette énergie est perdue pour le système Terre-atmosphère. La fraction de l'énergie solaire incidente qui est réfléchie par une surface est appelée albédo. L'albédo moyen de la Terre est donc 30% ou 0,3. L'albédo est une caractéristique qui change dans l'espace et dans le temps. Il dépend de la nature de la surface du sol, de la couverture nuageuse et de l'angle d'incidence des rayons du Soleil. L albédo (A) est donné par : A = E réfléchie E incidente (2-5) où E incidente est l énergie incidente et E réfléchie l énergie réfléchie par le système Terre-atmosphère. 2-12

13 Tableau 2-1: Réflectivité ou albédo pour différentes types de surfaces. Source: Anthes 1992 Absorption Les rayons sont absorbés par les particules, leur énergie est transformée en énergie interne, augmentant ainsi l'énergie cinétique des molécules et par conséquent leur température. Si la quantité d'énergie est assez élevée, les particules peuvent "éclater". Chaque atome et molécule possèdent certaines fréquences naturelles d'excitation. Donc, ils absorbent seulement certaines radiations de fréquence bien définie (spectre d'absorption). Il n y a qu une très faible quantité d'énergie solaire qui est absorbée par ce mécanisme mais qui est néanmoins très important. Les atomes de la thermosphère absorbent tous les rayons ultraviolets durs (longueur d'onde < 0.1 µm). Les gaz sont des absorbants sélectifs, c'est à dire qu'ils absorbent fortement certaines longueurs d'onde et d'autres moins. Comme les atomes, chaque molécule a une fréquence naturelle de rotation ou de vibration (comme les cordes de violon). Lorsqu'une molécule est atteinte par un rayon dont la fréquence est une de ces fréquences naturelles de vibration, la molécule ou atome absorbe l'énergie du rayon qui est employée pour faire vibrer et/ou tourner la molécule (ou atome). L'énergie est parfois assez élevée pour que les vibrations soient capables de briser les liens et que la molécule éclate. On parle alors de photo-dissociation. La figure 2-10 montre l'absorptivité en fonction de la longueur d'onde pour différents gaz présents dans l'atmosphère. Sur la figure 2-10(c), on voit que la radiation visible n'est presque pas absorbée par les gaz de l'atmosphère alors que la radiation ultraviolette est absorbée presque entièrement par l'ozone (O3). 2-13

14 Source: Anthes 1992 Figure 2-10: Absorption des radiations de diverses longueurs d ondes par (a) O2 et O3, (b) H2O et (c) les principaux gaz absorbants. Flux solaire et albédo En moyenne:! 30 % du flux solaire est réfléchi ou diffusé vers l'espace (par les nuages, les aérosols et la surface de la Terre); cela définit l'albédo de la Terre (figure 2-11).! 70 % est absorbé par l'atmosphère et par la surface et transformé en chaleur. Cette dernière portion d'énergie solaire convertie en chaleur est le moteur des mouvements des masses d'air et d'eau à la surface du globe, et donc des climats et du temps. Finalement, la Terre émet à son tour un flux de radiations infrarouges (de grandes longueurs d'onde - λ > 4 µm). 2-14

15 Figure 2-11 : L albédo planétaire est fournit par le rapport entre l énergie incidente sur le système Terre-Atmosphère et l énergie réfléchie vers l espace par le système. L'état thermique du système Terre-Atmosphère est relativement stationnaire sur une période de plusieurs années : le bilan d'énergie global est nul. L'albédo (réflectivité) est en moyenne 30 % pour le globe (ensemble du système Terreatmosphère) mais est très variable d une surface à l autre : 5-10 % sur les mers sans nuages ; % au-dessus des forêts ; % sur les déserts ; % sur la neige et la glace. 4 Radiation terrestre - infrarouge éloigné La radiation solaire qui n'est pas absorbée, diffusée ou réfléchie par l'atmosphère se rend jusqu'au sol où elle est absorbée ou réfléchie par le sol. La radiation qui est absorbée par le sol réchauffe celui-ci. La température du sol est, en moyenne, de 15 C (288 K, température absolue, elle est entre 250 et 300 K), température bien inférieure à celle du Soleil. Donc, selon la loi de Planck, l'énergie émise par la Terre est moindre que celle émise par le Soleil et les radiations électromagnétiques correspondantes sont de longueur d'onde plus élevée. Les radiations terrestres se situent dans la bande des infrarouges éloignés de longueur d'onde de 4 à 80 micromètres, avec un maximum d'énergie entre 8 et 12 micromètres. 2-15

16 (rappel: La loi de Planck (éq. 2-2) nous dit que l'intensité de l'énergie émise par un corps dépend de sa température: plus celle-ci est élevée, plus la longueur d'onde des radiations émises est courte et plus l'intensité de ces radiations est grande.) Figure 2-12 : Émission d'un corps noir : (a) un corps chaud tel que le Soleil et (b) un corps plus froid tel que la Terre. La température équivalente de corps noir de la Terre que nous avons calculé à l'exemple 2-1 était de 255 K soit 18 C. C'est 33 degrés plus froid que la température réelle moyenne de la Terre! Pourquoi cette différence? Cette différence est due à la vapeur d'eau, au dioxyde de carbone et aux nuages présents dans l'atmosphère qui ont une grande capacité à absorber les radiations infrarouges. S'il n'y avait pas d'atmosphère, la température moyenne de la Terre serait effectivement de 18 C environ. Le sol et les nuages se comportent comme un corps noir dans la bande de l'infrarouge éloigné. Les gaz de l'atmosphère, par contre, émettent (et absorbent) des radiations seulement dans certaines bandes de longueur d'onde dans le spectre du Soleil et dans le spectre de l'infrarouge éloigné. L'atmosphère joue donc un rôle très important dans l'équilibre énergétique total Terreatmosphère. Sur une moyenne à long terme, il y a un équilibre entre l'énergie qui entre dans l'atmosphère (les sources) et l'énergie qui est retournée dans l'espace (les puits). La quantité d'énergie moyenne à long terme présente dans l'atmosphère est donc à peu près toujours la même. 5 Échanges de chaleur autres que radiatifs La chaleur peut être transférée par trois modes différents: conduction, rayonnement et convection, chacun de ces modes étant relié à un processus physique bien déterminé. En effet, comme l'énergie thermique d'un milieu matériel correspond à l'énergie cinétique de ses constituants fondamentaux ayant une certaine liberté de mouvement (molécules, atomes, 2-16

17 électrons libres,..), ceux-ci pourront échanger toute ou une partie de leur énergie thermique, c'est-à-dire, gagner ou perdre de l'énergie cinétique. Cet échange se fait soit par interaction directe avec les particules voisines (choc de molécules par exemple), ce qui correspond à la conduction, soit par absorption ou émission de radiations électromagnétiques, ce qui correspond au rayonnement. Enfin, dans le cas d'un gaz ou d'un liquide, on considère également, mais cette fois à l'échelle macroscopique, les échanges résultant du mélange des diverses parties d'un fluide à des températures différentes comme un mode de transfert appelé convection. La conduction dans l'atmosphère La chaleur est de l'énergie en mouvement. Cette énergie peut être transférée d'un corps à un autre par mouvement moléculaire. C'est le transfert de chaleur par conduction. La conductibilité thermique est une propriété de chaque substance qui représente la facilité plus ou moins grande avec laquelle cette substance peut transmettre de la chaleur. Les métaux sont en général de bons conducteurs de chaleur, mais il n'en va pas de même pour les roches, le sable et les constituants de la surface terrestre en générale. Les conductivités thermiques des gaz sont très petites puisque les transferts par conduction sont extrêmement lents. En conséquence, dans l'ensemble du système surface terre-atmosphère, les échanges de chaleur par conduction sont très petits. Ils interviennent seulement de façon sensible entre la surface du sol et les couches atmosphériques les plus proches du sol à cause de la grande différence de température qui peut exister entre ces deux corps. Dans le cas des fluides, la conductibilité thermique peut être largement accrue par la turbulence. On parle alors de «conductibilité turbulente». Celle-ci est très supérieure à la conduction moléculaire. Elle est plutôt reliée la convection. C est une forme de convection à petite échelle. Ainsi, lorsqu'une masse d'air se déplace au-dessus d une surface de température très différente, il y a un transfert de chaleur entre l'air et le sol (le sol et l air), d'autant plus facile et efficace que l'agitation turbulente inhérente au frottement de l'air sur la surface terrestre est importante. La convection thermique dans l'atmosphère Les transferts thermiques interviennent évidemment quelque soit l'état du milieu considéré, solide, liquide ou gazeux. Néanmoins, dans ces deux derniers cas, la possibilité de déformation importante qu'ont les fluides permet aux différentes parties des fluides d'avoir, à l'échelle macroscopique, une liberté de mouvement importante et ainsi transporter une quantité de chaleur directement liée à sa capacité calorifique. On distingue la convection forcée, dans laquelle le mouvement du fluide est produit par une action extérieure, et la convection libre (ou naturelle) dans laquelle le mouvement résulte simplement de la différence de densité entre les parties chaudes et froides du fluide. Flux de chaleur sensible Grâce aux échanges par conduction et surtout par convection entre le sol et l'atmosphère, cette dernière peut récupérer une partie importante de l'énergie solaire emmagasinée par la surface 2-17

18 terrestre. L'énergie échangé par conduction et convection, par unité de surface et par unité de temps est appelé flux de chaleur sensible. Échanges de chaleur lors des changements de phase. Flux de chaleur latente Lors des changements de phase, il peut y avoir libération ou absorption de chaleur par la substance. Dans le cas de l'atmosphère, ces transferts de chaleur sont reliés au cycle de l'eau. On sait que 7/10 de la surface du globe sont couverts d'océans. Ces régions sont le siège d'une intense évaporation qui absorbe une quantité très importante de chaleur, laquelle est surtout fournie par la surface de l'océan. La vapeur d'eau ainsi formée se disperse dans l'atmosphère, où à un moment donné, elle va se condenser en libérant alors la chaleur prise à l'océan lors de l évaporation. Par ce mécanisme, d importantes quantités de chaleur sont transportées de la surface vers l'atmosphère. La quantité de chaleur, par unité de surface et par unité de temps transférer par ce mécanisme entre la surface et l'atmosphère est le flux de chaleur latente. 6 Bilan énergétique à la surface de la Terre Le flux d'énergie moyen qui traverse la surface est donné par : F = E n + F h + F m (2-6) où E n représente l'irradiance nette à la surface de la Terre, F h et Fm sont, respectivement, les flux de chaleur sensible et latente et les crochets signifient une moyenne effectuée sur toute la surface du globe. E n air F h F m surface Figure 2-13 : Bilan d énergie à la surface de la Terre. E n représente l'irradiance nette à la surface de la Terre, F h le flux de chaleur sensible et F m le flux de chaleur latente. L'irradiance nette peut être séparée en deux composantes : les ondes de longues longueur d onde (radiation infrarouge) et les ondes de courtes longueur d onde (radiation solaire) de sorte que, E n = E L - E L - E s (2-7) où E s est la radiation solaire absorbée par la surface de la Terre, E L l'émission de radiation infrarouge par la surface de la Terre et E L l'émission infrarouge de l'atmosphère reçue par le sol (figure 2-14). Dans l'équation 2-6, le flux net d'énergie F qui traverse la surface de la Terre est d'au moins deux ordres de grandeur plus petit que les autres termes de l'équation de sorte qu on 2-18

19 peut négliger ce terme. On peut donc approximer l'équilibre énergétique de la surface de la Terre par : E s + E L = E L + F h + F m (2-8) où les barres horizontales signifient une moyenne sur une décennie ou plus. air Es E L E L Fh Fm surface échanges radiatifs échanges turbulents Figure 2-14 : Bilan d énergie à la surface de la Terre. E s est la radiation solaire absorbée par la surface de la Terre, E L l'émission de radiation infrarouge par la surface de la Terre et E L l'émission infrarouge de l'atmosphère reçue par le sol. F h le flux de chaleur sensible et Fm le flux de chaleur latente. Figure 2-15 : Les divers processus de transfert d énergie dans le système Terre-atmosphère. Source Anthes 1992 Puisque le flux net d'énergie à travers le sol est négligeable à long terme et que la quantité d'énergie emmagasinée dans l'atmosphère est à peu près constante, il s'en suit que, globalement, le flux net d'énergie à travers le sommet de l'atmosphère doit être très petit (toujours à long terme). De plus, puisque les transferts radiatifs comptent pour pratiquement tous les échanges 2-19

20 d'énergie entre la Terre et le reste de l'univers, le système Terre-atmosphère doit être très près de l'équilibre radiatif tel que nous l'avions supposé à l'exemple 2-1. échanges turbulents Figure 2-16 : Répartition de l énergie selon les diverses formes de transfert d énergie Exemple 2-2 : Une surface plate sur la Lune est exposée à la radiation directe du Soleil. L absorptivité de la surface est de 0,1 pour la radiation solaire et de 0,8 dans la partie infrarouge du spectre, où se produit la plus grande partie de l émissivité. Calculez la température de l équilibre radiatif en supposant que la distance lune-soleil est la même que la distance Terre-Soleil. Solution : Puisque la Lune n a pas d atmosphère, la seule radiation incidente sur la surface est la radiation solaire. Pour que la surface soit à l équilibre radiatif, il faut E(absorbée) = E(émise) 0,1 x 1380 Wm -2 = 0,8σT E 4 T E = 235 K (Notez que cette température n est pas typique de la température d équilibre radiatif pour une telle surface sur la Terre, car nous n avons pas tenu compte de la présence de l atmosphère)

21 7 - Absorption du rayonnement infrarouge par l'atmosphère Si un corps a une émissivité égale à 1 pour une certaine bande de longueur d'onde, le corps absorbe tous les rayonnements appartenant à cette bande qui arrivent à sa surface (figure 2-17). Figure 2-17 : L amplitude de l effet de serre est liée à la transmission des basses couches de l atmosphère pour le rayonnement infrarouge. La courbe (A) représente l absorption du mélange de gaz carbonique et de vapeur d eau (qui sont les principaux «gaz à effet de serre» sur Terre). On voit une «fenêtre» importante entre 0,5 et 1 µm de longueur d onde, ce qui laisse le passage libre au rayonnement solaire visible, très puissant dans cette zone (partie gauche de la courbe B). À partir de 4 µm de longueur d onde, l absorption de l atmosphère (courbea) est importante, sauf dans une fenêtre située entre 8 et 12 µm. La partie droite de la courbe B donne le rayonnement planétaire dont le maximum est situé à une longueur d onde bien plus grande que celui du Soleil car la température est plus faible. Le rayonnement émis par la Terre peut «s échapper» par la fenêtre 8-12 µm et limite l amplitude de l effet de serre. Source: Courtin, et al., 1992 Dans cette figure nous voyons que les gaz atmosphériques sont transparents aux radiations solaires visibles (0.4 à 0.7 micromètres) mais absorbent une grande fraction des radiations émises par la Terre (4 à 80 micromètres) à l'exception d'une "fenêtre" entre 8 et 12 micromètres. Cette bande de longueur d'onde est la fenêtre à travers laquelle la Terre renvoie l'énergie vers l'espace. Cette perte d'énergie est nommée "refroidissement radiatif". Effet d un ciel nuageux sur le bilan radiatif Le jour Durant le jour, la surface de la Terre est réchauffée par le Soleil. Si le ciel est clair, presque tous les rayons du Soleil atteignent le sol. Le sol se réchauffe et réchauffe à son tour l'air qui est au-dessus. C'est de cette façon que se réchauffe l'air autour de vous. 2-21

22 Par contre, si le ciel est nuageux, une partie des rayons du Soleil est réfléchie par les nuages (par les gouttelettes d'eau et cristaux de glace) vers l'espace. Il y aura donc moins de rayons solaires qui se rendront au sol pour le réchauffer. En d'autres mots, le sol va moins se réchauffer s'il y a des nuages que s'il n'y en a pas. La température de l'air environnant sera plus faible (il fera moins chaud). La nuit Durant la nuit, un ciel nuageux provoque l'effet inverse sur la température de l'air. Si le ciel est clair, les radiations émises par la surface de la Terre dans les longueurs d onde de la fenêtre s'échappent vers l'espace et le sol se refroidit rapidement. L'absence de nuages permet à une plus grande quantité de la radiation terrestre de s échapper vers l'espace, puisque contrairement aux nuages, l atmosphère clair (libre de nuages) n absorbe pas les radiations terrestres dans les longueurs d onde de la fenêtre. Par contre, les nuages pouvant absorber les radiations émises par la surface dans les longueurs d onde de la fenêtre, se réchauffent et émettent à leur tour des radiations infrarouges (aussi dans la bande de la fenêtre) dans toutes les directions, dont une partie retourne au sol pour y être absorbée et augmenter sa température. F igure 2-18 : Transfert de l énergie solaire dans des conditions de ciel clair à gauche et dans des conditions de ciel nuageux à droite. Gaz à effet de serre Les gaz qui dans l'atmosphère ont la propriété de laisser passer le rayonnement qui nous arrive du soleil (0.3 à 4 micromètres) et d'absorber les rayons qui proviennent de la Terre (4 à 80 micromètres) sont dits "gaz à effet de serre". Les principaux sont: 2-22

23 1 - Le gaz carbonique, CO 2, produit par les combustions et par la respiration et la décomposition de la matière vivante. 2 - Les chlorofluorocarbures, CFC, entièrement d'origine humaine, sont utilisés dans les bombes à aérosols, les mousses expansées, les solvants, la réfrigération: ils sont aussi responsables de l'amenuisement de la couche protectrice d'ozone de la stratosphère. 3 - Le méthane, CH 4, vient des marais, des rizières, des fermentations gastriques de certains animaux, des décharges d'ordures. 4 - Le protoxyde d'azote, N 2 O, est produit par certaines combustions et par l'action des bactéries du sol sur les engrais azotés. 5 - L'ozone, O 3, de la basse atmosphère, est surtout dérivé des polluants automobiles. Le danger pour la planète ne vient pas de l'effet de serre lui même mais de son probable renforcement. En effet, des mesures précises ont montré que les concentrations de gaz à effet de serre se sont nettement accrues depuis le début de l'ère industrielle (voir la figure2-19). source: Courtin, et al., 1992 Figure 2-19 Comprendre l effet de serre Avant d aborder l effet de serre, regardons la figure 2-20 que représente un spectre d énergie, c est-à-dire la quantité d énergie qui est émise pour chaque longueur d onde. La ligne noire représente l énergie émise pour chaque longueur d onde par un corps noir à une certaine température caractéristique des températures de la surface de la Terre et des couches atmosphériques. L énergie totale est représentée sur la figure 2-20 par l aire sous la courbe. 2-23

24 énergie fenêtre aile gauche aile droite 4µm longueur d'onde 50 µm Figure 2-20 Pour étudier l effet de serre on peut diviser le spectre représenté dans la figure 2-20 en intervalles ou bandes d énergie. La partie centrale représente la quantité d énergie qui est émise entre 8 µm et 12 µm, c est-à-dire, dans la fenêtre atmosphérique. Cette partie se nomme la fenêtre puisque, en absence de nuage, cette énergie n est presque pas absorbée par l atmosphère (voir la figure 2-17) et donc, selon la loi de Kirchhoff, une atmosphère sans nuages n émettra pas non plus dans cette bande. C est par cette fenêtre que le sol envoie, en absence de nuage, l énergie directement vers l espace. Les parties de gauche et de droite se nomment les ailes du spectre. L aile gauche représente la quantité d énergie qui est émise entre 4 µm et 8 µm. L aile droite représente la quantité d énergie qui est émise à des fréquences supérieures à 12 µm. Dans ces bandes, les gaz atmosphériques sont de très bons absorbants (voir la figure 2-17) et donc, selon la loi de Kirchhoff, de bons émetteurs aussi. Maintenant, nous allons pouvoir comprendre pourquoi, toutes autres conditions étant égales, il fait plus chaud pendant une nuit nuageuse que pendant une nuit où le ciel est clair. Les figures 2-21 et 2-22 représentent, de façon schématique, à gauche les flux d énergie vers le sol et à droite les flux vers l atmosphère et l espace. Dans le cas d une nuit claire, figure 2-21, il n y a pas de nuage au coucher du soleil et la température du sol est de 15 C. Le sol émet comme un corps noir (courbe à droite) selon la loi de Planck. On voit que l énergie dans la fenêtre (D f ) s échappe vers l espace puisque l atmosphère n absorbe pas dans cette bande de fréquences. En plus, si l atmosphère n absorbe pas dans cette bande, selon la loi de Kirchoff, elle n émet pas non plus. C est pourquoi il n y a pas d énergie dans la fenêtre qui arrive au sol dans la figure 2-21 à gauche. Pour ce qui est le rayonnement correspondant aux ailes, celui qui provient du sol est absorbé par l atmosphère qui est juste audessus du sol (rayonnement représentés par les flèches D a et D b ). Parce que l atmosphère absorbe dans ces bandes, selon la loi de Kirchoff, elle émet aussi. Donc, les rayonnements dans les fréquences des ailes qui arrivent (et sont absorbés) au sol proviennent de la couche juste audessus du sol. 2-24

25 Hauteur (Z) vers l'espace D f ÞC énergie venant de la couche au-dessus du sol à T=12ÞC 4 µm longueur d'onde 50 µm énergie Da D b énergie radiative émise par le sol à 15ÞC 10ÞC énergie G a Gb µm longueur d'onde 50 µm sol T=15ÞC énergie radiative absorbée par le sol (nuit nuageuse) bilan radiatif: -26 nuit clair Figure 2-21 Parce que la température diminue avec la hauteur, la couche de l air au-dessus du sol est plus froide que le sol. Étant donné que l énergie émise dépend de la température, l énergie venant de l atmosphère dans les ailes est légèrement plus petite que l énergie émise dans les ailes par le sol (fait représenter dans la figure par la différence de longueur des : les flèches G a et G b sont légèrement plus petites que les flèches D a et D b ). On peut faire maintenant un bilan d énergie reçue à la surface. Dans la figure 2-21 à droite, on voit qu il y a 27 unités d énergie émises dans la bande de fréquence des ailes et 18 unités émises à travers la fenêtre. Dans la figure 2-21 à gauche, il y a 19 unités qui arrivent au sol ayant la longueur d onde dans les ailes et le rayonnement émis entre 8 µm et 12 µm (fenêtre). Si on considère positif ce qui arrive au sol et négatif ce qui quitte le sol, on obtient comme bilan 19-45=-26. On a donc un bilan radiatif négatif au sol, c est-à-dire qu il y a plus d énergie qui quitte le sol que d énergie qui en arrive, ce qui fait que le sol se refroidit. L effet des nuages Pour une nuit nuageuse, figure 2-22, l énergie émise par le sol (courbe 1) aux fréquences de la fenêtre arrive au nuage sans être absorbée par atmosphère, et l énergie émise par le nuage (courbe 3) aux mêmes fréquences arrive au sol sans interférence. 2-25

26 En ce qui concerne le reste de l énergie émise par le sol, les ailes du spectre sont complètement absorbées par l atmosphère entre le sol et le nuage. On remarque aussi qu il y a des ailes qui sont présentes sur le spectre d énergie qui est absorbé par le nuage (courbe 2). Ces ailes sont de l énergie émise par une couche atmosphérique située juste au-dessous du nuage. Hauteur (Z) 3 4µm longueur d'onde 50 µm nuage énergie énergie venant du sol énergie radiative absorbée par le nuage 0ÞC énergie 4µm longueur d'onde 50 µm 2 énergie radiative émise par le nuage à 0ÞC 4µm longueur d'onde 50 µm énergie venant du nuage énergie venant de la couche au-dessus du sol énergie - 18 énergie venant de l'atmosphère au-dessous du nuage énergie radiative émise par le sol à 15ÞC 5ÞC 10ÞC température de l'atmosphère 4 énergie µm longueur d'onde 50µm sol T=15ÞC énergie radiative absorbée par le sol (nuit nuageuse) bilan radiatif: -10 nuit nuageuse Figure 2-22 Pour ce qui est de l énergie émise par le nuage, les ailes du spectre sont aussi complètement absorbées par l atmosphère (entre le nuage et le sol). Donc, les ailes que l on retrouve sur le spectre au sol, ce sont les ailes du spectre d énergie émise par une couche atmosphérique juste audessus du sol. En faisant le bilan radiatif de ce qui arrive au sol, on voit que sur la courbe 1, il y a 27 unités qui partent des ailes et 18 unités qui partent de la fenêtre, ce qui donne 45 unités qui quittent le sol. Sur la courbe 4, on peut voir qu il arrive au sol 19 unités d énergie provenant des ailes et 16 unités de la fenêtre (rayonnement provenant du nuage) ce qui donne 35 unités au sol. En soustrayant ce qui arrive au sol et ce qui quitte le sol, on a: 35-45=-10 unités. On a donc encore un bilan radiatif négatif au sol. En comparant le cas du ciel clair (figure 2-21) et le ciel nuageux (figure 2-22), on voit que le bilan est plus négatif en cas de ciel clair qu en cas de ciel nuageux (-26 unités contre -10 pour une même quantité d énergie émise par le sol (45 unités)). Cette différence est due au fait que dans le cas nuageux, le sol reçoit l énergie émise dans la fenêtre par le nuage (16 unités) alors que dans le cas du ciel clair, comme il n y a pas de nuage, l énergie de la fenêtre est absente ce que se traduit par un manque de 16 unités d énergie : le sol perd plus d énergie par unité de temps, donc il se 2-26

27 refroidit plus vite. C 'est pourquoi il fait plus chaud lors d une nuit nuageuse que lors d une nuit où le ciel limpide. Tout autres conditions étant égales, si le nuage est plus haut, donc plus froid, qu arrive-t-il au bilan d énergie au sol? Puisque les conditions sont égales, la température du sol est la même et l énergie émise par le sol est la même. Comme la température décroît avec la hauteur, plus un nuage est haut, plus il est froid. Plus un nuage est froid moins il émet d énergie à chaque fréquence (aussi dans la fenêtre). Ceci fait que la quantité d énergie reçue par le sol dans la fenêtre est moins grande pour un nuage haut que pour un nuage plus bas. On se retrouve donc avec un bilan radiatif au sol qui est plus négatif dans le cas d un nuage haut que dans le cas d un nuage bas. Donc, le sol va se refroidir plus rapidement lorsque les nuages sont hauts que lorsque les nuages sont bas et, si toutes les autres conditions sont égales, les nuits avec des nuages bas sont plus chaudes que celles avec des nuages hauts. En résumé : Les nuits nuageuses sont plus chaudes que les nuits claires. Plus les nuages sont bas, plus les nuits sont chaudes (évidemment ceci suppose que toutes autres conditions, telles que la température au coucher du soleil, le type de vent, etc. sont égales). L effet de vapeur d eau En se référant à la figure 2-10, on voit que la vapeur d eau absorbe et émet beaucoup (loi de Kirchhoff) entre 2,5µm et 3,5µm, et pour les longueurs d onde supérieures à 18µ. Afin de comprendre pourquoi, à conditions égales, une nuit sèche est plus froide q une nuit humide, nous allons étudier le rôle de la vapeur d eau (humidité) dans les bilan radiatifs. Tout d abord, il faut considérer les quatre aspects suivants: 1) De la loi de Planck, on sait que l émission de l énergie radiative est essentiellement une fonction de la température (f (T)). Plus il fait chaud, plus la quantité d énergie émise par unité de temps est grande. Même un corps qui ne reçoit aucune radiation va émettre selon sa température et, s il est peut être considéré noir, selon la loi de Planck. D autre part, un objet dont la température est très froide peut recevoir beaucoup d énergie, mais il ne va émettre que très peu d énergie. 2) Même si la radiation se situe dans une bande où un gaz est un bon absorbant-émetteur (corps noir pour cette intervalle de fréquences), pour que le gaz se comporte comme un corps noir il faut avoir assez de molécules de ce gaz pour tout absorber et émettre selon la loi de Planck dans la bande (définition de corps noir). 3) Si on connaît le nombre de molécules de gaz dans l atmosphère, on peut déterminer l épaisseur de la couche nécessaire pour tout absorber et émettre selon la loi de Planck. 4) La température de l atmosphère décroît avec la hauteur dans la couche. 2-27

28 Z T=2ÞC 2Km température moyenne de la couche: 7ÞC T=9ÞC 1Km molécules de gaz absorbant T=12ÞC 0,5 Km température moyenne de la couche: 12ÞC E A E S EA E S EA=+3 ES= -5 nuit sèche température au sol: 15ÞC Figure 2-23 : Nuit sèche. Les points noirs représentent les molécules de vapeur d eau. Z T=2ÞC 2Km température moyenne de la couche: 5ÞC T=9ÞC T=12ÞC 1Km 0,5 Km molécules de gaz absorbant température moyenne de la couche: 10ÞC E A E S EA E S température moyenne de la couche: 13ÞC EA=+4 ES= -5 nuit humide température au sol: 15ÞC Figure 2-24 : Nuit humide. Les points noirs représentent les molécules de vapeur d eau. 2-28

29 Observons les figures 2-23 et Supposons qu il faut une concentration de 13 molécules pour émettre de l énergie selon la loi de Planck (représenté par 13 points sur les figures). Dans ce cas, pour une nuit humide (figure 2-24), ça prend seulement une couche de 0,5 Km pour avoir assez de molécules pour émettre de l énergie selon la loi de Planck. Dans le cas d une nuit sèche (figure 2-23), la couche qui possède assez de molécules afin d émettre de l énergie selon la loi de Planck a une épaisseur de 1 Km. Comme la température de l atmosphère décroît avec la hauteur, nous pouvons estimer la température moyenne de chaque couche. Plus la couche voisine du sol possédant assez de molécules pour pouvoir être considérée un corps noir est épaisse plus sa température moyenne est basse et vice-versa. Ainsi, sur la figure 2-24, la couche de 0,5 Km est plus chaude en moyenne que la couche de 1 Km sur la figure Étant donné que la couche de 0,5 Km d épaisseur sur la figure 2-24 (nuit humide) est en moyenne plus chaude que la couche de 1 Km d épaisseur sur la figure 2-23 (nuit sèche), la couche de 0,5 Km d épaisseur (nuit humide) émettra plus d énergie vers le sol (qui est toute absorbée par le sol). Le sol reçoit donc, plus d énergie dans l infrarouge les nuits humides que dans les nuits sèches (situation représentée par la longueur des E A dans les figures 2-23 et 2-24). Notez que le sol reçoit de l énergie seulement de la couche formée par es 13 molécules. Les couches supérieures émettent elles aussi de l énergie, cependant, cette énergie est absorbée par les 13 molécules qui constituent un corps noir et absorbent tout l énergie incidente. Cette énergie n arrivera pas au sol. De plus, comme les températures de surface dans ces deux figures sont égales soit de 15 ºC, la quantité d énergie émise (E S ) par le sol est la même dans les deux figures ( 5 unités dans chaque cas ). Donc, le bilan radiatif infrarouge (différence entre la radiation émise par le sol et celle reçue de l atmosphère) est de -2 unités dans le cas d une nuit sèche, alors qu il est de -1 unité lors d une nuit humide. Comme pendant une nuit sèche, on a un bilan radiatif plus négatif par rapport à une nuit humide, le sol se refroidit plus vite. L effet de doublement de CO 2 Le raisonnement est similaire pour ce qui est du dioxyde de carbone (CO 2 ). Lorsqu on augmente la concentration de CO 2, on augmente le nombre de molécules de CO 2. Donc, si on double la concentration du gaz, pour une couche de même épaisseur, on va avoir deux fois plus de molécules. Ceci se voit très bien sur les figures 2-23 et 2-24 où, pour une couche atmosphérique de 1 Km il y a 13 molécules dans le cas 1CO 2 (figure 2-23) et 26 molécules si on considère que la concentration de dioxyde de carbone à doublée (2CO 2, figure 2-24). Si comme dans le cas de la vapeur d eau on suppose qu il faut 13 molécules de CO 2 pour émettre de l énergie selon la loi de Planck alors, l épaisseur de la couche qui sera nécessaire afin d émettre de l énergie selon la loi de Planck sera deux fois moins grande pour le cas de 2CO 2, c est-à-dire 0,5 Km (voir figure 2-24). Tout comme dans le cas précédant, puisque la température décroît avec la hauteur, la température moyenne de la couche 2CO 2 (figure 2-24) sera plus chaude que celle de 1CO 2 (figure 2-23) et l énergie reçue par le sol sera plus grande dans le cas 2CO

30 Donc, on aura un bilan radiatif plus positif lorsque la concentration de CO 2 augmente, c est-à-dire que le sol refroidit moins rapidement. On comprend maintenant pourquoi il fait plus chaud lorsque la concentration du CO 2, qui est un gaz à effet de serre, augmente. 9 - Variations dans le temps de l équilibre énergétique Les saisons La répartition de l'énergie reçue du soleil et émise par la Terre est très inégale. La quantité de radiation solaire tombant sur un mètre carré de surface terrestre horizontale dépend de plusieurs facteurs. Les plus importants sont de nature géométrique. La Terre décrit une orbite complète autour du soleil en une année. Cette orbite est elliptique. En moyenne la distance entre la Terre et le soleil est 150 millions de kilomètres. Elle varie d'un maximum de 153 millions de kilomètres à un minimum de 147 millions de kilomètres. La Terre se déplace dans un plan qui passe par le centre du soleil et que l'on appelle le plan de l'écliptique. La Terre tourne sur elle même en une journée. Cette rotation se fait autour d'un axe passant par les pôles nord et sud. L'axe de rotation de la Terre (à courte échéance) garde toujours la même orientation par rapport aux étoiles éloignées (fixes) Cet axe est incliné 66.5 o par rapport au plan de l'écliptique.. source: Hidore 1984 Figure 2-25 : Orbite de la Terre autour du soleil, les saisons et les variations de la longueur des journées 2-30

31 La quantité d'énergie reçue dans les différentes latitudes dépend de l'inclinaison de l'axe de rotation de la terre par rapport au plan de l'orbite et de la distance Terre-Soleil. Quand un faisceau de lumière arrive obliquement sur une surface, la densité d'énergie de radiation par mètre carré de la surface est moindre que s'il arrive plus perpendiculairement à la surface. Au long de l'année, le déplacement de la Terre autour du soleil change l'angle d incidence de la radiation sur la surface horizontale à toutes les latitudes. Selon la latitude, ceci peut faire varier grandement la densité de l'énergie de radiation par mètre carré de surface horizontale. Par exemple, à la latitude de Montréal, 45 o nord, la densité la plus grande est mesurée vers la fin du mois de juin alors que la distance entre la Terre et le soleil est près de son maximum et lorsque le pôle nord est incliné vers le soleil. Inversement, c'est à la fin du mois de décembre que la densité de radiation solaire y passe par son minimum annuel, alors que la distance entre la Terre et le soleil est près de son minimum et que le pôle sud est incliné vers le soleil. source: Anthes 1992 Figure 2-26 : L intensité de la radiation solaire dépend de l angle avec lequel les rayons du soleil touchent la surface terrestre. (a) Les angles d incidence a, b, c et la distance parcourue par les rayons dans l atmosphère, d1, d2 et d3 à différentes latitudes. (b) La variation de l aire touchée par les rayons selon différents angles d incidences. 2-31

32 La radiation solaire incidente sur un plan horizontal au sommet de l atmosphère peut être considérée comme des rayons parallèles avec une émettance (irradiance) -2 E = E s cos φ s ( R/R m ) (2-9) où R et Rm sont, respectivement, la distance Terre-Soleil réelle et la distance Terre-Soleil moyenne, Es est l irradiance solaire sur un plan perpendiculaire qui se trouve à une distance Rm du Soleil (1380 Wm 2 ) et φ s est l angle zénital solaire qui est fonction de la latitude, l heure du jour et du moment de l année. Cette valeur instantannée de l irradiance peut être intégrée sur les heures d ensoleillement d une journée pour obtenir l énergie solaire journalière incidente (l insolation) en fonction de la latitude et du moment de l année tel que présenté à la figure 2-27 (figure en haut à droite). C'est cette variation de l'inclinaison relative de l'axe de rotation de la Terre par rapport au soleil qui est le facteur principal dans la succession des saisons. La température maximale est de 1 à 2 mois en retard par rapport au maximum d'insolation parce que la Terre et surtout la mer, prennent du temps à se réchauffer à cause de leurs grandes capacités de stocker de l'énergie. Au fur et à mesure qu'ils se réchauffent, la quantité d'énergie d'infrarouge émise augmente jusqu'au moment où l'infrarouge émis égale au rayonnement solaire reçu. Maximum de température diurne Par une belle journée, le maximum de température ne se produit que vers le milieu ou la fin de l'aprèsmidi plusieurs heures après le maximum d'insolation. En effet la température augmente lorsque le bilan d'énergie radiatif du sol est positif. C est-à-dire lorsque le sol reçoit plus d énergie du soleil qu il n en perd. Distribution géographique de l irradiation journalière en absence d atmosphère. source: Devuyst 1972 source: Anthes 1992 Figures :

33 Dans la région autour de l'équateur, l'absorption d'énergie solaire est plus importante que la perte par émission infrarouge alors que l'on observe l'inverse dans les régions polaires. Cette situation donne un bilan radiatif positif dans la région équatoriale et un bilan négatif près des pôles. Ce résultat, en soi, signifierait une augmentation constante de la température à l'équateur et une baisse constante de température près des pôles. On ne l'observe pas parce que la circulation atmosphérique (vents) et océanique (courants) transfert de l'énergie de l'équateur vers les pôles. source: Devuyst 1972 Figure 2-28 : Les courbes I et II représentent la moyenne annuelle d insolation et d émission d ondes longues respectivement, à la tropopause. Figure 2-29 : Radiation moyenne absorbée (I) et émise (II) par la Terre et son atmosphère. 2-33

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Animateurs de la formation FNEBTP / CSNER F O R M A T I O N 2 0 1 1 : I N S T A L L A T I O N & M A I N T E N A C E D E S S Y S T È M E S P V Animateurs de la formation Rachid El Mokni Ingénieur rachid@khadamet.net Néji AMAIMIA

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