Bioclimatologie L3 S6 ECEF2 - cours-examens.orgcours-examens.org/.../Paris/cours_bioclimatologie_ecef2014-2015.pdf · Bioclimatologie – ECEF2 Le rayonnement Emission du rayonnement

Février 2015

Bioclimatologie L3 BOE ECEF2

Nicolas Delpierre Ecophysiologie végétale, L.E.S.E. Université Paris Sud

Plan Séance 1

Introduction

Rayonnement

Température

Précipitations

Vent

Séance 2 Pression atmosphérique

Humidité atmosphérique

Bilan hydrique

Représentation synthétique du climat

Notions de Biogéographie

Plan Séance 1

Introduction

Rayonnement

Température

Précipitations

Vent

Séance 2 Pression atmosphérique


Bilan hydrique


Notions de Biogéographie

Bioclimatologie – ECEF2 Introduction

Introduction


Définitions générales

altocumulus

cirrus

cirrocumulus

cumulus

stratocumulus cumulonimbus

Météorologie :

Meteor = particules en suspension dans l’atmosphère

Logos = discours, connaissance

Etude de la formation et évolution de phénomènes atmosphériques :

Nuages

Dépressions

Précipitations …

et de leur interaction avec la surface du globe.

Etude des lois qui régissent les gaz de l’atmosphère, leurs changements d’états et leurs mouvements.

Etude du temps qu’il fait dans une région durant une période donnée



Climatologie :

Etude du climat : i.e. la succession des conditions météorologiques sur de longues périodes dans le temps.

Etablissement de valeurs moyennes et d’évolution saisonnière caractéristique de paramètres caractérisant le temps,

pendant 1 période de > 30 ans sur une certaine zone

Météorologie

Nécessite des séries temporelles de relevés de mesures météorologiques



Bioclimatologie :

Etude des interactions entre les organismes vivants et les variables climatiques

Importance des valeurs moyennes des paramètres météorologiques, mais aussi des variations saisonnières et des valeurs extrêmes

Compréhension des mécanismes de réponse des organismes vivants

Feedback: effets de la biosphère sur le climat

Météorologie

Climatologie

Écosystèmes forestiers et régulation du climat

Orenoque, Vénézuéla

Impact des températures

sur la structure des populations:

exemple du sex-ratio

Girondot et al. 1999

Sex ratio = nb males / nb females

Influence des températures

sur le débourrement

Vitasse et al., 2009

Dépendance de la photosynthèse

au rayonnement incident

Exemple d’évènement extrême: épisode de gel printanier

Gu et al., 2007, Bioscience

Climat global Bilan radiatif de la Terre Température moyenne du globe …

Climat régional Distance caractéristique : 100 km Désertique, arctique, océanique, continental etc.

Topoclimat Distance caractéristique : 10 km (plaine) ou 1 km (montagne)

Microclimat Distance caractéristique : 100 m (plaine) ou 10 m (montagne) Bassin versant … Parcelle agricole … Au niveau d’une plante … Au niveau d’une feuille ! → Mesures micrométéorologiques


Echelles d’étude

Ce que nous n’aborderons pas dans ce cours…

Changement climatique www.ipcc.ch

AR5 published Sept. 2013

http://www.ipcc.ch/

Rayonnement incident et émis

Température

Précipitations

Vent

Humidité atmosphérique & sol


Grandeurs caractérisant le climat et importantes en bioclimatologie

Rn = Rin – Rout

T°C


Vent

Rayonnement incident Rin (Rs + RLin)

Rayonnement réfléchi et émis Rout

(a*Rs+RLout)

Demande évaporative

Eau du sol disponible pour l’évaporation + transpiration + décomposition

Évapotranspiration

Conductance aérodynamique

Conductance de surface

Eau de pluie interceptée et reévaporée

Photosynthèse

T°C

respiration

SYSTÈME SOL- PLANTE- ATMOSPHERE

Bioclimatologie – ECEF2 Le rayonnement

Le rayonnement

Rayonnement = transfert d’énergie par des oscillations rapides de champs

électromagnétiques : Ensemble d’ONDES électromagnétiques

Ondes associées à des particules élémentaires : PHOTONS

Onde électromagnétique caractérisée par Longueur d’onde λ (mètres)

Fréquence ν = c / λ (Hertz = secondes-1)

Quantum q: quantité d’énergie élémentaire transportée par un photon (Joules)

q = h * ν = h * c / λ

h = 6.6256. 10-34 J.s : constante de Planck

c ~ 3. 108 m s-1 : vitesse de la lumière

Masse équivalente à l’énergie d’un photon : q = m*c2 donc m = q/c2 (kg)


Le rayonnement électromagnétique


Le spectre du rayonnement

électromagnétique Lumière visible : petite portion du spectre détectable par l’œil humain

Fréquence (Hz)

1 nm

10 nm

100 nm

1 µm

10 µm

100 µm

1 mm

10 mm

100 mm

1 m 108

109

1010

1011

1012

1013

1014

1015

1016

1017

10 m

100 m

1 km

100 pm

10 pm

1 pm

1018

1019

1020

107

106

105

104

RAYONS GAMMA

RAYONS X

ULTRAVIOLETS 10 – 400 nm

VISIBLE 400-700 nm

INFRAROUGES 700nm – 1mm

MICROONDES

ONDES RADAR

ONDES TV

ONDES RADIO

Longueur d’onde (m)

400 nm

700 nm

600 nm

500 nm

Le PAR, bande d’absorbance chlorophyllienne


Emission du rayonnement électromagnétique

Tout corps de température > 0 Kelvin émet du rayonnement électromagnétique.

« Corps noir » = modèle théorique du radiateur parfait

transforme l’énergie thermique en énergie rayonnante avec le taux maximum permis par les lois de la thermodynamique

Ex: Soleil ~ corps noir de température 5777 K

EXITANCE du corps noir = puissance (flux énergétique) émise par unité de surface, en W m-2

Cas normal :

EMITTANCE d’un corps = puissance émise par le corps / exitance d’un corps noir à la température T

« Corps gris » : un corps dont l’émittance ne dépend pas de la longueur d’onde

Corps « normal » Température T

Corps noir Température T

Émission d’un flux énergétique d’énergie totale et de répartition spectrale calculables

Émission d’un flux énergétique d’énergie totale INFERIEURE et

de répartition spectrale inconnue



Rayonnement émis par un corps noir : varie en énergie totale et en répartition spectrale en fonction de sa température.

Plus le corps est chaud, plus son exitance totale est grande et se déplace vers les courtes longueurs d’onde.

Loi de Stefan-Boltzmann : l’exitance énergétique totale M d’un corps noir dépend de T4

428

32

45

4

106698.5

15

2

KmW

hc

k

TM

σ: constante de Stefan-Boltzmann



Rayonnement émis par un corps noir : varie en énergie totale et en répartition spectrale en fonction de sa température.

Plus le corps est chaud, plus son exitance totale est grande et se déplace vers les courtes longueurs d’onde.

Exitance spectrale du corps noir : fonction de Planck Longueur d’onde correspondant à l’exitance spectrale maximale : Loi du déplacement de Wien

1exp

2),( 52

Tk

ch

ch

d

TdM

h = 6.6256 x 10-34 J . s : constante de Planck c = 2.9979 x 108 m . s-1 : vitesse de la lumière k = 1.38054 x 10-23 J . K-1 : constante de Boltzmann

m

K

KmC

TC

w

w

3

max

10897.2

Exercice 1 émission du corps noir / corps gris

(cf amphi)

Corps T surface (°C)

T surface (K)

Exitance (W m-2)

Émissivité (s.u.)

Emittance (W m-2)

max (nm)

Terre 12 0.95

Soleil 5504 1

Constante de Stefan-Boltzmann = 5.67 * 10-8 W m-4 K-4

Constante de Wien Cw= 2.897 *10-3 m K

•Compléter le tableau •Quelles sont le bornes de la bande d’émission pour la Terre / le Soleil (calcul: voir le cours) ?


Le rayonnement solaire

Exitance monochromatique maximale du soleil : 0.5 µm : visible, JAUNE

Deux domaines principaux de rayonnements naturels :

Domaine des courtes longueurs d’ondes (solaires)

Domaine des grandes longueurs d’ondes (autres)



Terre Soleil

D0 : distance moyenne Terre-soleil = 149.5 x 106 km

Constante solaire

ES,0 ~1367 W . m-2

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)

Exercice 2 Calcul de la « constante solaire »

« constante solaire » = 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 %)

Exercice 2 Calcul de la « constante solaire »

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

Rs

DST

•Calculer la puissance totale émise par le Soleil (en W) •Calculer la constante solaire à la surface de l’atmosphère terrestre (en W m-2)

TS=5777 K DST= 150 106 km Rs= 695 800 km RT= 6371 km



Même flux radiatif

Surface d’interception minimale

Surface d’interception supérieure θ

W . m-2 W . m-2


Interaction du rayonnement solaire avec la Terre

Courtes longueurs d’onde Grandes longueurs d’onde

Rayonnement global Rg

Rayonnement global réfléchi :

a * Rg

a : albédo

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)

Rt : rayonnement grandes longueurs d’onde émis par la surface


Interaction du rayonnement solaire avec la Terre

Terre

Es,0=1367 W m-2 (surface normale au soleil)

i.e. 342 W m-2 (surface terrestre)

Rg

Atmosphère

Réfléchi par l’atmosphère

diffusé Absorbé par l’atmosphère

a*Rg Ra

Rt


Absorption et diffusion atmosphérique

Absorption de rayonnement par les gaz atmosphériques

Diffusion du rayonnement par l’atmosphère:

Diffusion de Rayleigh = interaction des photons avec les molécules de gaz

Diffusion de Mie = interaction des photons avec aerosols en suspension (gouttelettes d’eau par ex)


Absorption et diffusion atmosphérique

Absorption de rayonnement par les gaz atmosphériques

Le soleil apparaît jaune, alors que son pic d’émission est

dans le vert-jaune !


L’albédo

Baldocchi D. 2005. Lecture 7, Solar Radiation

albédo = fraction du rayonnement d’origine solaire réfléchie par une surface

surfaces naturelles : de 0.03 (eau) ou 0.08 (sol sombre humide) à 0.95 (neige fraîche)

grande influence sur le bilan d’énergie d’une surface, donc sur l’évapotranspiration et la température

Ex: plantation de conifères sur un pâturage

L’albédo diminue

Région tempérée => réchauffement car plus d’énergie est absorbée par la surface

Région tropicale => refroidissement car plus d’énergie disponible pour la transpiration

Exercice 3 Calcul de la température de la Terre…

sans atmosphère

Constante solaire: 1370 W m-2 La surface d’interception du rayonnement solaire

par la Terre est un disque de surface: RT2

…et le rayonnement est réparti sur la surface total de la Terre soit

4 RT2

L’albédo du système terre-atmosphère est d’environ 30 % et s’il est à l’équilibre, toute l’énergie qui arrive repart.

Exercice 3 Calcul de la température de la Terre…

sans atmosphère

Constante solaire: 1370 W m-2 L’albédo du système terre-atmosphère est d’environ 30 % et s’il est à l’équilibre, toute l’énergie qui arrive repart. RT

2

4 RT2

•Quelle est la puissance reçue en moyenne par la surface terrestre? (prendre en compte le fait que la Terre est une sphère) •Écrire l’égalité traduisant l’équilibre entre énergie incidente (solaire) et énergie émise par la Terre. •Résoudre l’égalité pour obtenir la température de surface de la Terre hors action de l’atmosphère.


Rayonnement global diffus et direct

Rayonnement global : rayonnement solaire arrivant sur les surfaces terrestres

Temps clair : majorité de rayonnement direct

Temps nuageux : majorité de diffus

Rg

Rg,diffus Diffusé par

l’atmosphère, provient

de l’hémisphère

Rg,direct Provient d’1

seule direction, celle du soleil

Rayonnement direct reçu par une surface plane

Rayonnement diffus

Exercice 4 Bilan radiatif d’une feuille isolée, sol peu couvrant

Courtes longueur d’onde •Quels sont les apports d’énergie à la face adaxiale? •Quelles sont les pertes d’énergie vers le sol? •Quels sont les apports d’énergie à la face abaxiale? •Quelles sont les pertes d’énergie vers l’atmosphère?

Grandes longueur d’onde •Quels sont les apports d’énergie à la face adaxiale? •Quelles sont les pertes d’énergie vers le sol? •Quels sont les apports d’énergie à la face abaxiale? •Quelles sont les pertes d’énergie vers l’atmosphère?

•Écrire l’équation bilan du rayonnement net pour cette feuille

Eg

Atmosphère Ta

Feuille

af , tf , ef , Tf

Sol

as , ts , es , Ts


Application numérique Eg= 830 W m-2 Ta= 293 K (20°C) Tf= 298 K (25°C) Ts= 303 K (30°C) es=0.95, ef=0.97 af= tf= 0.2 as= 0.15

Eg

Atmosphère Ta

Feuille

af , tf , ef , Tf

Sol

as , ts , es , Ts


Climat radiatif à l’intérieur d’un couvert

Rayonnement direct

Rayonnement transmis

Rayonnement diffus

Rayonnement réfléchi

Rayonnement réfléchi par le sol

Modélisation du climat lumineux :

• modèles statistiques 1D, 3D

• modèles de « lancer de rayons »

La réalité est plus complexe…


Application numérique Eg= 830 W m-2 Ta= 293 K (20°C) Tf= 298 K (25°C) Ts= 303 K (30°C) es=0.95, ef=0.97 af= tf= 0.2 as= 0.15

Eg

Atmosphère Ta

Feuille

af , tf , ef , Tf

Sol

as , ts , es , Ts

Bilan net + 560 W m-2

Pour échauffer la feuille de 1°C Il faut lui fournir 840 J m-2

Quel est l’échauffement attendu en 1 min ?

Bioclimatologie – ECEF2 La température

La température

Température = une grandeur qui permet de repérer l’énergie thermique d’un corps.

Traduit la capacité du corps à céder ou recevoir de l’énergie thermique des corps environnants Echelles de température arbitraires


La température

25°C 25°C

Énergie thermique du grand corps (J)

Énergie thermique du petit corps (J)

>

Echanges d’énergie thermique

par rayonnement (infrarouges)

par conduction • Dans milieu sans mouvement • Propagation de proche en proche

par convection • Transport de l’énergie thermique • Par un fluide en mouvement • Convection libre : provoqué par différences de densité à l’intérieur du fluide • Convection forcée : provoquée par une force externe


Changements de température

Peu de temps après …

Sol chaud

Gradient thermique

dilatation

Montée de la particule d’air chaud par poussée d’Archimède

Air frais

-

+ +

- - + +

O H H

Molécule d’eau

Liaisons hydrogène

Océan Sol

20 000 KJ

1kg H2O 1kg sol T↑ 4.8 K T↑8.0 K

Capacité thermique 4200 kJ kg-1 K-1

20 000 2 500

20 000 4 200

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

Transfert de chaleur dans le volume

rapide lent

“Leaves, when present, exert a paramount influence on the interchanges of moisture and heat. They absorb the sunshine and screen the soil beneath. Being very freely exposed to the air they very rapidly communicate the absorbed energy to the air, either by raising its temperature or by evaporating water into it.” From Richardson, L.F., 1922. Weather Prediction by Numerical Process.

Lewis Richardson

Richardson et al., 2013, AFM

Devenir de l’énergie dans une forêt

Forêt de Barbeau : www.barbeau.u-psud.fr

-100

0

100

200

300

400

500

600

0 5 10 15 20

Flu

x d

’én

erg

ie

Heure

Flux dans le sol (W/m²)

Chaleur latente (W/m²)

Chaleur sensible (W/m²)

Rayonnement net (W/m²)

Forêt de Barbeau, le 5 juin 2013

L’évaporation (de l’eau) est un processus endothermique

Forêt de Barbeau : www.barbeau.u-psud.fr

Rayonnement net Flux de chaleur latente (évapotranspiration) Flux de chaleur sensible

Devenir de l’énergie dans une forêt

À l’échelle globale Évaporation = 76% du bilan net

86% de l’évaporation est océanique !

http://www.barbeau.u-psud.fr/



Les bilans radiatifs au pôle et à l'équateur sont différents. Le bilan est positif à l'équateur mais négatif aux pôles

du fait de l'obliquité des rayons solaires: une même énergie lumineuse est répartie

sur une plus grande surface au pôle

-100

-50

0

50

100

150

200

250

300

350

-90 -60 -30 0 30 60 90

Flu

x d

'én

erg

ie (

W/m

²)

Latitude (°N)

Energie solaire incidente (W/m²)

Energie terrestre émise(W/m²)

Rayonnement net (W/m²)

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)

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)

1961-1990

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/cgi-bin/data/timeseries/timeseries1.pl

http://www.roperld.com/science/PrecipLatitude_Longitude.htm



http://www.esrl.noaa.gov/psd/cgi-bin/data/timeseries/timeseries1.pl



Répartition des températures à la surface du globe

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 de l’océan Oscillations max jour/nuit (déserts: + 50°C/-10°C) Oscillations max saisons (région polaire, +15°C/-70°C)

Bioclimatologie – ECEF2 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


Les précipitations

1mm

1m = 1000 mm

1m

Hauteur de 1 mm :

Volume 1*1000*1000 mm3 m-2

= 1 LITRE PAR M2

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


Les précipitations: ordres de grandeur

Raven, Plant Biology, ed. 2007

Rôle des circulations atmosphériques sur la répartition des précipitations

Répartition des précipitations à la surface du globe

Pre

cip

(m

m /

jou

r)

Graph from http://www.roperld.com/science/PrecipLatitude_Longitude.htm Data from http://www.esrl.noaa.gov/psd/cgi-bin/data/timeseries/timeseries1.pl







http://kunden.dwd.de/GPCC/Visualizer

moyennes 1901-2010


moyennes 1901-2010


moyennes 1901-2010


moyennes 1901-2010


moyennes 1901-2010

avec pi= precipitation mensuelle (mm/mois)

Fatichi et al., 2012, JoC

moyennes 1950-2009

Carte de saisonnalité des précipitations (« precipitation concentration index »)

Cortesi et al., 2012, NHESS

Cortesi et al., 2012, NHESS

Bioclimatologie – ECEF2 La pression atmosphérique

La pression atmosphérique


Différences horizontales de pression => déplacements de masse d’air dans l’atmosphère Air atmosphérique : gaz parfait

R = 8.314 J.mol-1K-1: constante des gaz parfaits

Loi de Dalton : mélange gazeux: PA = pa + e PA : pression atmosphérique pa : pression partielle de l’air sec e : pression partielle de la vapeur d’eau = « tension de vapeur »

Unités de pression :

Pression = force par surface Unité SI : 1 Pascal = 1 Newton par m2

Pression atmosphérique normale : 1013.25 hPa = 760 Torr Conditions normales:

Au niveau de la mer latitude 45° température 0°C

Mesures de pression : avec un baromètre (baros = poids en grec)


TRnVP T en K

1000 hPa = 105 Pa = 1 bar = 750 mmHg = 750 Torr

Constituent Chemical symbol Mole percent

Nitrogen N2 78.084

Oxygen O2 20.947

Argon Ar 0.934

Carbon dioxide CO2 0.04

Neon Ne 0.001818

Helium He 0.000524

Methane CH4 0.00017

Krypton Kr 0.000114

Hydrogen H2 0.000053

Nitrous oxide N2O 0.000031

Xenon Xe 0.0000087

Ozone* O3 trace to 0.0008

Carbon monoxide CO trace to 0.000025

Sulfur dioxide SO2 trace to 0.00001

Nitrogen dioxide NO2 trace to 0.000002

Ammonia NH3 trace to 0.0000003

Composition de l’air sec


Variation de pression avec l’altitude :


z

TR

gMPzP

a

AAA exp0,

85 Mt Blanc

chez l’Homme

Ranunculus glacialis

La réduction de pression atmosphérique affecte peu la photosynthèse:

• rapport CO2/O2 constant

• densité stomatique en altitude • contact mésophylle / air accru en altitude

thèse Constance Laureau, 2011

Bishop et al., 2015 Science

Bioclimatologie – ECEF2 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


Influence du VPD sur la conductance

Granier et al., 1999


La quantité de vapeur d’eau que l’air peut contenir avant condensation (saturation) dépend de la température !


température (°C)

0 5 10 15 20 25 30

ten

sio

n d

e v

ap

eu

r s

atu

ran

te (

mb

ar)

0

10

20

30

40

50

l'eau liquide

vapeur d'eauea

e(Ta)

Tr

T

TTe

3.237269.17exp1078.6)(

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

Humidité relative : ea : tension de vapeur (pression partielle de la vapeur d’eau) e(Ta) : tension de vapeur saturante à Ta

Calcul de la tension de vapeur saturante en fonction de la température (hPa):

a

a

Te

eHr 100

Déficit de saturation = Vapour Pressure Deficit (hPa):

VPD = e(Ta) - ea

Ta

Exercice 5 Humidité atmosphérique

Une masse d’air a une température de 30°C, et une humidité relative de 65%

Calculer •La pression de vapeur d’eau dans l’air •La température du point de rosée

Exercice 6 Humidité et transpiration

Les feuilles d’ombre dans un couvert végétal ont une température d’équilibre proche du point de rosée.

Quelle est la température vers laquelle elles tendent lorsque la température de l’air à leur niveau est égale à 27°C et l’humidité relative est de 65% ?

Bioclimatologie – ECEF2 Représentation synthetique du climat



Bioclimatologie – ECEF2 Représentation synthétique du climat

Etude statistique des séries temporelles de variables météorologiques

Caractérisation/classification du climat d’une région :

Températures

Régime de précipitations

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

Diagrammes ombrothermiques

Clinogrammes

Diagramme ombrothermique Bioclimatologie – ECEF2 Représentation synthétique du climat

mars: P < 2*T : mois sec

Échelle des précipitations = 2 * échelle des températures

Précipitations mensuelles et températures mensuelles sur le même

graphique

P>100mm donc échelle/10

Exercice 7 – diagramme ombrothermique

Bioclimatologie – ECEF2 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). [classification… arbitraire]

Raven, Plant Biology, 2007

Répartition des principaux biomes

Éq.

30° N

30° S

60° S

60°N

Carte des climats du monde

Exercice 8. Pas de Taïga dans l’Hémisphère Sud. Pourquoi?

alti

tud

e

Gradient altitudinal ~ 0.6 K / 100 m Gradient latitudinal ~ 0.6 K / degré latitudinal

Homologie des gradients thermiques… et des répartitions d’espèces (Humboldt, 19ème s.)

Le climat n’est pas le seul facteur structurant…

Nutrient availability = index calculated from of Soil texture, soil organic carbon, soil pH, total exchangeable bases (GAEZ model)

Sols tropicaux anciens, faible disponibilité nutriments Sols tempérés plus jeunes (glaciations pléistocène : renouvellement des sols superficiels)

Le climat n’est pas le seul facteur structurant…

Pausas & Ribeiro, 2013 GEB

Détection satellitaire de feux : infra-rouge thermique + visible (fumée)

fin !

Merci à Claire Marsden pour le support d’origine du cours !

Documents

Bioclimatologie L3 S6 ECEF2 - cours-examens.orgcours-examens.org/.../Paris/cours_bioclimatologie_ecef2014-2015.pdf · Bioclimatologie – ECEF2 Le rayonnement Emission du rayonnement