o TD1: Le rayonnement solaire (1) TD7: Les …gsite.univ-provence.fr/gsite/Local/geographie/dir/user-232/L2... · Définition du climat 1 Constante solaire et sphéricité de la terre

o TD1: Le rayonnement solaire (1) o TD2: Le rayonnement solaire (2) o TD3: Le rayonnement tellurique et atmosphérique, l’effet de serre o TD4: Les bilans énergétiques (1) o TD5: Les bilans énergétiques (2) o TD6: Le cycle de l’eau et les précipitations o TD7: Les fondements de la circulation atmosphérique: la pression et le géopotentiel o TD8: Les mouvements verticaux de l’atmosphère o TD9: Les mouvements horizontaux de l’atmosphère o TD10: Les perturbations tempérées (1) o TD11: Les perturbations tempérées (2)

Définition du climat 1

Constante solaire et sphéricité de la terre 3

Le rayonnement solaire 2

Conclusion 4

Exercices 5

[email protected]

- définition du Larousse: « ensemble des éléments qui caractérisent l’état moyen de l’atmosphère dans une région déterminée » = notion de moyenne - concept abstrait qui procède d’une généralisation et d’une intégration des conditions du temps - il s’agit des valeurs moyennes d’un certain nombre de variables (vent, T°, humidité, précipitations, couverture nuageuse…..) à un endroit précis et à une certaine période de l’âge de la terre science quantitative = compréhension des transferts d’énergie car le climat change continuellement sous l’influence de paramètres internes ou externes - paramètres externes : cycles saisonniers, paramètres astronomiques, obliquité de la terre, précession des équinoxes… - paramètres internes : océan + atmosphère = système couplé avec différents temps de latence en fonction des éléments où les effets de rétroaction sont possibles

Qu’est-ce que le climat ?

Défini&onduclimatLerayonnementsolaire

ConstantesolaireetsphéricitédelaterreConclusionExercices

- la question des échelles est au cœur de l’analyse du temps qu’il fait et du temps qui passe… - par exemple, l’agrégation temporelle des T° max sur le nord-ouest des Etats-Unis montre ici une courte climatologie (1990-2000). Les valeurs qui sortent de cette moyenne représentent le temps « quasi instantané » que nous percevons



- l’agrégation temporelle lisse également les variations spatiales de phénomènes pourtant localisés dans l’espace à l’échelle quotidienne (exemple des précipitations ci-contre)



- la différence entre la météorologie et la climatologie réside donc dans la durée

- le climat est quelque chose qu’on ne se ressent pas directement = moyenne temporelle. Dans ce sens le climat peut être considéré comme une abstraction, qui n’est pas directement perceptible alors que le temps qu’il fait est, lui, directement sensible. Mais le climat est aussi indirectement perçu par des intégrateurs naturels comme la végétation qui ne dépend pas, en général, des fluctuations rapides du temps

- on obtient une climatologie en agrégeant les échelles quotidiennes sur une période d’environ 30 ans. Le climat nous renseigne alors sur les fréquences moyennes de combinaisons typiques.

Définition finale du climat = « moyenne temporelle (normalement sur 30 ans) des états de l’atmosphère (définis par la température, l'humidité, les précipitations, le vent etc.) dans leur succession habituelle au-dessus d’un lieu donné.



- les éléments régissant le climat sont : l’atmosphère (enveloppe gazeuse formant la limite du système climatique avec le reste de l’univers), l’océan (97% de l’eau terrestre + éléments divers), la cryosphère (glace marine et terrestre), les continents et enfin la biosphère (incluant l’homme). Ces éléments - en interaction - ont des propriétés physiques différentes et sont alimentés en énergie de façon quasi exclusive par le rayonnement solaire

Le système climatique



- l’énergie qui nous parvient du soleil constitue le premier apport de chaleur au sein du SC (99,9%), le reste provient de l’énergie géothermique

- composition du soleil: 90% d’hydrogène et 10% d’hélium

- fusion thermonucléaire à l’origine du rayonnement

- le rayonnement se caractérise par son intensité et son domaine spectral

- plus un corps est chaud (> à 0°K), et plus il émet un rayonnement intense

- le soleil, dont la température de surface est d’environ 5800 °K, émet des ondes électromagnétiques: chaque surface dont la T° excède 0°K (-273°C) est capable d’émettre un rayonnement

Le premier apport de chaleur

Défini9onduclimatLerayonnementsolaire


- l’intensité du rayonnement se définit comme:

avec epsilon le coefficient d’émissivité (CE - entre 0.9 et 0.99 en fonction de la surface émettrice), sigma la constante de Stefan-Boltzman et T la température du corps émetteur - on obtient le RS (en faisant abstraction du CE) par

et la T° du corps émetteur par:



L’intensité du rayonnement

- tout corps dont la température, i. e. l'agitation moléculaire, est supérieure au zéro absolu émet un rayonnement électro-magnétique - le REM (flux quasi continu de photons) se caractérise par un champ électrique et magnétique qui se déplace à la vitesse de la lumière - la fréquence correspond au nombre de fois où un phénomène est observable pendant une unité de temps - plus le corps est chaud, plus il émet de courtes longueurs d’onde

Domaine spectral du rayonnement solaire



- maximum d’émission du soleil se situe donc vers 0.5 µm (couleur jaune du soleil) - un corps humain dont la t° se situe aux alentours de 37.6°C émettra principalement vers 9.3 µm

- loi de Wien: émissivité rayonnante max. se situe à la longueur d’onde de:

en micromètre (0.001 millimètre)

- la réflectance = énergie réfléchie/ énergie incidente (0 à 1)



Que se passe-t-il une fois qu’un corps a absorbé du RS ?

- élévation de sa température (augmentation de l’énergie thermique ) - élévation en altitude pour une parcelle d’air (augmentation l’énergie potentielle) - évaporation de l’eau ou fusion/sublimation de la glace

- le terme de rayonnement correspond ici à un flux de rayonnement, exprimé comme une quantité d’énergie reçue, émise ou transportée par unité de surface et de temps (ici en watt par mètre carré)





- la quantité de RS interceptée par la terre s’appelle la constante solaire (1367 W/m2)

- le RS incident correspond au rayonnement reçu par une surface

- l’albédo est la fraction de rayonnement solaire reçu par un corps quelconque et réfléchi sans être absorbé par le corps

- le rayonnement global se définit comme le RS arrivant en surface soit directement, soit après diffusion atmosphérique

- la couleur est une mesure directe de l’albédo dans le visible

Définitions des principaux termes relatifs au RS

- la constante solaire correspond à ce qui est intercepté par le disque planétaire

- une sphère de même rayon possède une surface 4 fois supérieure, la CS doit donc être divisée par 4 pour connaître la quantité de RS disponible pour la Terre

La constante solaire





- mais l’énergie disponible n’est pas absorbée de la même façon à l’équateur qu’aux pôles…

- la quantité de RS disponible par unité de surface est de moins en moins importante à mesure que l’on se dirige vers les pôles en raison de la géométrie sphérique de la terre

Nous allons découper le parcours du RS en 3 étapes, depuis le RS intercepté par la terre au sommet de l’atmosphère jusqu’au RS absorbé par la surface…

surface terrestre

sommet de l’atmosphère (~18km)

1/ RS incident

2/ RS incident en surface 3/ RS absorbé par la surface

RS

Les étapes du RS



- gradient équateur-pôles avec décroissance latitudinale des valeurs depuis l’équateur en direction des pôles. La zone inter-tropicale (ZIT) intercepte environ 2 fois plus de RS (400 W/m2) que les pôles(<200 W/m2)

- la géographie du RS incident au sommet de l’atmosphère illustre le rôle de la rotondité de la terre

Etape 1



- le RS incident peut-être estimé jusqu’à 45°-50° de latitude par:

- sphéricité de la terre joue donc un rôle sur l’intensité du RS reçu par unité de surface en fonction de la latitude

- l’absorption différenciée de RS est à l’origine des différences latitudinales de température qui vont initier les mouvements atmosphériques…



RS incident (lat) = cos (lat) × RS incident à l’équateur

23° N

S

S3

S2

S1

surfaces éclairées S3 > S2 > S1 = - de RS disponible par unités de surface



enS1 enS3

RS

surface

RS

surface

- la géographie reste zonale avec plus de 200 W/m2 dans la ZIT et un minimum absolu de 100 W/m2 aux pôles. La moyenne de la carte est de 210 W/m2 soit ~60% de 342 W/m2 - minimum relatif à l’équateur + minimum relatif aux latitudes subpolaires au-dessus des océans = nébulosité importante - maximum absolu au-dessus des zones tropicales continentales = atmosphère transparente (peu nébuleuse)

- les minimas des pôles se situent plutôt sur les zones océaniques (pourtour arctique et antarctique)

- illustration du rôle du filtrage atmosphérique et de la couverture nuageuse - les RS sont donc filtrés durant la traversée de l’atmosphère - l’atmosphère absorbe environ 20% du RS et en réfléchit environ 20% mais (ttes choses égales par ailleurs) le filtrage est plus important au niveau des pôles (épaisseur traversée + importante)

Etape 2



- l’albédo varie de 0 à 1 (ou en %) et constitue l’étape intermédiaire entre le RS incident en surface et le RS absorbé en surface… - les océans ont l’albédo le plus faible (<15% forte absorption) et la neige a le pouvoir réflecteur le plus fort (>75%), 20% pour une forêt et environ 40% pour le sable

Etape 3



- la moyenne de la carte est de 170 W/m2 soit ~50% de 342 W/m2 - le maximum est maintenant sur les secteurs océaniques tropicaux (SW du pacifique) et le minimum relatif équatorial s’estompe légèrement par rapport au RS incident en surface et le min absolu est désormais sur les zones polaires - l’écart (pôles-équateur) qui était d’un facteur 2 dans le cas du RS au somment de l’atmosphère est maintenant passé à un facteur 6 (de 40W/m2 à 240W/m2) - illustration du rôle de l’albédo - tous ces facteurs amplifient donc le déséquilibre énergétique entre équateur et pôles instauré au départ par la rotondité de la terre

Etape 3



- la température annuelle moyennée sur toutes les longitudes illustre également l’ effet de rotondité. À noter une légère dissymétrie au niveau des pôles avec des t° plus basses en Antarctique (albédo plus important + effet d’altitude…) - cette configuration connaît toutefois des variations saisonnières qui seront abordées dans le prochain TD…

- l’excédent énergétique dans la ZIT doit combler le déficit des pôles = fondement de la circulation atmosphérique à l’échelle globale…



À retenir….



·Quel est le facteur principal de la diminution latitudinale du RS incident en haute atmosphère et en surface ?

·Quels peuvent être les facteurs expliquant les différence entre le RS absorbé (en surface) par le bassin amazonien et par le Pacifique équatorial oriental (cf. fig. 5) ? Est-ce que la rotondité de la terre joue dans ce cas ?

· Quels facteurs expliquent le minimum de RS absorbé en Antarctique et en Arctique ?Il faut classer les facteurs dans l’ordre décroissant d’importance.

·Calculez l’intensité et le maximum d’émission de rayonnement émis par une surface théorique d’émissivité maximale (e=1) dont la température est de –20°C, -10°C, 0°C, 10°C, 20°C, 30°C, 40°C ?



Proportion de RS absorbé en surface par rapport au RS incident (moyenne annuelle)

- gradient latitudinal depuis l’équateur vers les pôles (mais on a supprimé l’effet de rotondité de la terre) - absorption différenciée entre les continents et les océans (valeurs >0.8) en rapport avec l’albédo de surface très faible sur les océans (absorption massive du RS) + albédo très fort sur les Inlandsis antarctique et groenlandais ainsi que sur le bassin arctique + valeurs plus faibles sur les espaces tropicaux continentaux désertiques à raison d’un albédo entre 0.3 et 0.45



Documents

o TD1: Le rayonnement solaire (1) TD7: Les …gsite.univ-provence.fr/gsite/Local/geographie/dir/user-232/L2... · Définition du climat 1 Constante solaire et sphéricité de la terre