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
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
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
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
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
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
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
- 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
En surface H et I = gains pour la surface terrestre I = 324 > H = 168 - la surface bénéficie donc de 492 W/m² = échauffement + évaporation/sublimation (ou fusion de la glace) D = émission de RIR = 390 - le RN de la surface est positif puisque 492-390=102 W/m² = excédent de rayonnement que la surface doit évacuer
Dans l atmosphère G et K = gains pour l atmosphère (RS absorbé + R émis par la surface terrestre et absorbé) = 67 + 350 - 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)-(195+324) = -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)
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
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
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
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!)
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)
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 )
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