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1 Chapitre I : Quelques propriétés de l atmosphère I-1: Composition de l air atmosphérique I-2: la température et transmission de la chaleur I-3: La pression.

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1 1 Chapitre I : Quelques propriétés de l atmosphère I-1: Composition de l air atmosphérique I-2: la température et transmission de la chaleur I-3: La pression atmosphérique Annexe 1 : Quelques compléments sur les lois du rayonnement et sur le rayonnement solaire Annexe 2 : Bilan radiatif et effet de serre

2 l'air atmosphérique AZOTE 78% OXYGENE 21% GAZ RARES Argon: 0.9% et Xénon, Néon, Hélium à l état de « traces » est un mélange de divers gaz, certains en proportions quasiment invariables : Gaz carbonique 0,035% Sur une épaisseur denviron 80 km, Cette partie de latmosphère terrestre est appelée « homosphère » et correspond en gros à latmosphère « météorologique ». Au dessus de 80 km, les gaz se séparent et sétagent par ordre de masse volumique décroissante (hétérosphère).

3 L'air atmosphérique de l eau, de l eau, sous ses trois « phases » : sous ses trois « phases » : Vapeur d'eau Glace Eauliquide Des traces de gaz : O 3, H 2,CH 4 etc.Des traces de gaz : O 3, H 2,CH 4 etc. des particules solides des particules solides (pollens, suies, poussières, cristaux de sel, etc.), contient également un certain nombre d autres constituants permanents en proportions faibles, mais très variables :

4 Ce sont justement ces composés, dits « minoritaires », qui jouent un rôle très important dans certains phénomènes météorologiques : nuages et précipitations, effet de serre, etc..

5 5 Chapitre I : Quelques propriétés de l atmosphère I-1: Composition de l air atmosphérique I-2: la température et transmission de la chaleur I-2: la température et transmission de la chaleur I-3: La pression atmosphérique

6 6 I-2 : la température et transmission de la chaleur I-2 : la température et transmission de la chaleur I-2-1 : Définitions I-2-1 : Définitions I-2-2: Les processus mis en jeu A- La conduction B- La convection C- le rayonnement thermique I-2-3: Bilan radiatif-convectif moyen de la Terre et de son atmosphère I-2-4: Répartition verticale de la température et atmosphère « standard »

7 La température, exprime la notion… de chaud, et de froid.

8 8 Elle illustre le niveau d'agitation des atomes et des molécules. Plus l'agitation est grande, plus la température est élevée.

9 9 Si l'agitation cesse, la température est minimale : la température est minimale : C'est le zéro "absolu". 0° K (Kelvin) -273° C (Celsius)

10 10 Pour élever la température d un corps, il faut lui fournir une certaine quantité de chaleur, Les quantités de chaleur s expriment donc en Joules. c est à dire lui apporter de l énergie. Les quantités de chaleur échangées par unité de temps s expriment en Watts. On parle de « puissance ».

11 11 I-2 : la température et transmission de la chaleur I-2-1 : Définitions I-2-2: Les processus mis en jeu I-2-2: Les processus mis en jeu A- La conduction B- La convection C- le rayonnement thermique I-2-3: Bilan radiatif-convectif de la Terre et de son atmosphère I-2-4: Répartition verticale de la température et atmosphère « standard »

12 La chaleur se propage selon trois modes :

13 13 La conduction :

14 14 L'air est mauvais conducteur de la chaleur, Il peut même être considéré comme un bon isolant. à l image du polystyrène expansé, de la laine de verre, de la neige etc.

15 15 La conduction s'opèrera toutefois sur de faibles épaisseurs, au contact des parties chaudes des murs et du sol.

16 16 La convection :

17 17 La chaleur est véhiculée grâce au déplacement dun fluide porteur (liquide ou gaz).

18 18 La convection peut être naturelle (radiateurs, cumulus etc.)… … ou forcée.

19 19 Vent…Turbulence… Brassage mécanique.

20 20 C: Le Rayonnement thermique C-3: Interaction du rayonnement solaire avec l atmosphère terrestre et les sols solaire avec l atmosphère terrestre et les sols C-2: Rayonnement de la Terre et rayonnement solaire avant son entrée dans l atmosphère terrestre C-1: Définitions et propriétés C-5: Quelques applications à des faits d observation courante C-4: Interaction du rayonnement terrestre avec latmosphère

21 Le rayonnement thermique : …mais sous forme dondes électromagnétiques, comme la lumière ou les ondes radioélectriques. Cest la transmission de la chaleur… …sans support matériel…

22 Dans le vide : le rayonnement thermique se propage : - sans perte dénergie - en ligne droite, - et presque instantanément. Dans lair et à la traversée de certains matériaux transparents : la vitesse de propagation est modifiée : en grandeuren grandeur et parfois en direction.et parfois en direction. Lénergie est diminuée par absorption et par diffusion. Sa vitesse de propagation est de 300 OOO km/s.

23 23 il séchauffe. Quand un corps est exposé à un rayonnement,

24 Tout corps dont la température est non nulle émet un rayonnement thermique. Selon la température de l'objet qui émet le rayonnement, ce dernier peut être nous apparaître : Dans les deux cas, on parle de rayonnement du « corps noir ». comme très lumineux… 6000 K Température de surface du Soleil : ou, au contraire, ou, au contraire, totalement invisible. Température moyenne de la surface de la Terre : 288 K

25 On appelle « corps noir » isotherme, un corps théorique capable dabsorber intégralement tout le rayonnement quil reçoit. Le corps noir a atteint sa température déquilibre radiatif. Lorsque lénergie perdue par rayonnement compense celle qui est reçue, la température se stabilise. Il émet à son tour un rayonnement thermique Il émet à son tour un rayonnement thermique dont lintensité augmente avec sa température. Sa température sélève alors progressivement.

26 6000 K Température de surface du Soleil : Température moyenne de la surface de la Terre : 288 K Les propriétés du rayonnement de ce corps noir Les propriétés du rayonnement de ce corps noir sont prévues par la théorie dite « du corps noir ». Cest, en particulier, le cas des rayonnement émis par la Terre et le Soleil. Lintérêt de cette théorie réside dans le fait quelle décrit très correctement le rayonnement émis par un grand nombre de corps réels.

27 27 L énergie émise L énergie émise - par unité de temps (puissance), - par unité de temps (puissance), - perpendiculairement à un élément de surface unité du corps émetteur, - perpendiculairement à un élément de surface unité du corps émetteur, Cest en fait un débit dénergie, et lon parle de « flux » de rayonnement (ou « dintensité »). Il sexprime en Watts par m2 ( (( (W.m-2). est fonction de la température du corps K Principales propriétés

28 28 l Le rayonnement thermique est composé dun éventail de radiations de différentes l ll longueurs donde 1, 2, 3, 4 …etc., (représentées ici par des barres colorées). Cest un ensemble continu, limité par deux longueur donde extrêmes D et F, fixées par la température du corps. Lintensité transportée par chacune delles (représentée par la hauteur des barres) est fonction : de la température, et de l ll la longueur donde.Flux D F Longueur d ondes Chaque radiation transporte une partie de la puissance émise.

29 29 D F Intensité Longueur d ondes La courbe reliant les sommets des différents rectangles est ce que lon appelle « le spectre démission » du corps. La puissance totale E émise par m 2 est représentée par la surface comprise entre le spectre et l axe des abscisses. Cette puissance totale E (ou pouvoir émissif total à la température T) est proportionnelle à T4, puissance quatrième de la température, (cest à dire à… T x T x T x T, avec T en degré Kelvin ).

30 30 C: Le Rayonnement thermique C-3: Interaction du rayonnement solaire avec l atmosphère terrestre et les sols solaire avec l atmosphère terrestre et les sols C-2: Rayonnement de la Terre et rayonnement solaire avant son entrée dans l atmosphère terrestre avant son entrée dans l atmosphère terrestre C-1: Définitions et propriétés C-5: Quelques applications à des faits d observation courante C-4: Interaction du rayonnement terrestre avec latmosphère

31 31 50 Flux P. Queney Voici, par exemple, les spectres théoriques d émission de la Terre, pour différentes températures du sol. Il s agit d un rayonnementde grande longueur donde Il s agit d un rayonnement de grande longueur donde, strictement infrarouge et donc invisible pour nous. Le pouvoir émissif total à la température T=213 K (-60 °C) est représenté par l aire hachurée. Ces propriétés sont mises à profit dans le domaine de limagerie satellitale (images infrarouges). Les longueurs donde du rayonnement terrestre sont comprises entre 2 et 40 micromètres (radiations infrarouge). Le maximum démission se situe dans la gamme micromètres. Le maximum démission se situe dans la gamme micromètres.

32 32 Par contre, le soleil, avec sa température de surface de 6000 K, émet dans une très large gamme de longueur dondes. Le spectre solaire sétend ainsi de l UV lointain (0,13 micromètre) à l infrarouge lointain (plus de 40 micromètres), à l infrarouge lointain (plus de 40 micromètres), en passant par le rayonnement visible. Cest cependant dans l UV proche, le visible et le proche infrarouge que le rayonnement solaire est le plus intense.

33 33 La puissance F rayonnée par chaque m 2 de la surface solaire est de : W.m W.m -2. La puissance totale P, rayonnée par la surface totale S du soleil, dans toutes les directions de l espace, est égale à: 4, Watts. Mais lintensité du rayonnement qui arrive au sommet de latmosphère terrestre est beaucoup plus faible.

34 34 En effet, la puissance totale P émise à un instant donné, par la surface du soleil se propage pratiquement sans perte dans l espace interplanétaire. Mais elle se répartit sur des sphères de rayon croissant, sur des sphères de rayon croissant, de sorte que la puissance traversant chaque mètre carré de ces sphères traversant chaque mètre carré de ces sphères est divisée par la surface de la sphère considérée. est divisée par la surface de la sphère considérée. 1 m 2

35 35 Le flux qui parvient au sommet de l atmosphère terrestre, perpendiculairement à la direction soleil/Terre, est appelée « constante solaire C. est appelée « constante solaire » C. Sa valeur annuelle moyenne est de 1370 W/m 2. Arrivé au voisinage de l orbite terrestre, à la distance R = de km du soleil, le flux du rayonnement solaire n est plus que P/4 R 2 (W/m 2 ). 1 m 2 Pour en savoir plus…

36 36 A: le spectre solaire réel au sommet de l atmosphère (à 600 km d altitude) Watts par m2 et par micron Visible Infrarouge Longueurs d onde en micron Ultraviolet P. Queney Voici les spectres réels et théoriques du soleil au sommet de l atmosphère De nombreuses radiations émises par la surface du soleil par la surface du soleilsont, fort heureusement pour nous, fort heureusement pour nous,absorbées par l atmosphère solaire elle-même. par l atmosphère solaire elle-même. Ceci explique lécart entre le spectre réel A et le spectre théorique B. Ce sont, principalement, les radiations de courtes longueurs dondes (U.V.), celles qui seraient nocives pour nous. B: spectre théorique (rayonnement du corps noir à 6000 K, à 150 millions de km du soleil) B

37 37 A: le spectre solaire au sommet de l atmosphère (à 600 km d altitude) Watts par m2 et par micron Longueurs d onde en micron Répartition de lénergie transportée en fonction des principaux domaines de longueur donde en fonction des principaux domaines de longueur donde ,4 % Visible Infrarouge Ultraviolet B: spectre théorique (rayonnement du corps noir à 6000 K, à 150 millions de km du soleil) à 150 millions de km du soleil) B 9,2 % 9,2 % sont transportés par les radiations ultraviolettes (U.V.), 9,2 % sont transportés par les radiations ultraviolettes (U.V.), 42,4 % dans le domaine visible, 48 % 48 % dans linfrarouge.

38 38 A: le spectre solaire au sommet de l atmosphère (à 600 km d altitude) Watts par m2 et par micron Longueurs d onde en micron % de l énergie solaire qui nous parvient est transportée par des radiations de longueurs d onde comprises entre 0,25 et 5 micromètres comprises entre 0,25 et 5 micromètres. 99 % de la puissance qui nous parvient est transportée par les radiations comprises entre 0,25 et 5 0,25 et 5. Par opposition au rayonnement émis par la Terre, on désigne souvent le rayonnement solaire parvenant au sommet de latmosphère, le rayonnement solaire parvenant au sommet de latmosphère, comme un rayonnement de courtes longueurs dondes totalement distinct du rayonnement terrestre totalement distinct du rayonnement terrestre. (alors quil y a en fait « chevauchement » de ces deux rayonnements dans une partie de linfrarouge).

39 39 C: Le Rayonnement thermique C-3: Interaction du rayonnement solaire avec l atmosphère terrestre et les sols solaire avec l atmosphère terrestre et les sols C-2: Rayonnement de la Terre et rayonnement solaire avant son entrée dans l atmosphère terrestre C-1: Définitions et propriétés C-5: Quelques applications à des faits d observation courante C-4 : Interaction du rayonnement terrestre avec latmosphère

40 40 Les effets du rayonnement sur les corps récepteurs sont différents selon la gamme de longueurs d ondes.

41 41 Le rayonnement solaire traverse les matériaux transparents, sans les échauffer de façon importante.

42 42

43 43 … par les matériaux sombres qui alors séchauffent. Le rayonnement solaire est fortement absorbé…

44 44 Il se réfléchit sur les surfaces claires ou glacées (effet miroir habituellement appelé « albédo »). (effet miroir habituellement appelé « albédo »).

45 45 Les matériaux rencontrés dans la nature sont parfois absorbants, parfois réfléchissants et parfois transparents. de leur état de surface… Les effets des radiations solaires dépendent : de la nature des matériaux, de leur couleur, et de lincidence du rayonnement.

46 46 C: Le Rayonnement thermique C-3: Interaction du rayonnement solaire avec l atmosphère terrestre et les sols solaire avec l atmosphère terrestre et les sols C-2: Rayonnement de la Terre et rayonnement solaire avant son entrée dans l atmosphère terrestre C-1: Définitions et propriétés C-5: Quelques applications à des faits d observation courante C-4 : Interaction du rayonnement terrestre avec latmosphère

47 47 Si l air et les nuages sont relativement transparents au rayonnement solaire, ils absorbent par contre très fortement le rayonnement thermique infrarouge de la terre. Cest ce que lon appelle l effet de serre atmosphérique « naturel ». Ils émettent à leur tour un rayonnement infrarouge dont la fraction absorbée par le sol élève la température de ce dernier. Grâce à lui, la température moyenne à la surface de la Terre est de 15 °C. Elle serait de -18 C° en labsence de cet effet de serre.

48 48 C-3: Effets du rayonnement solaire sur l atmosphère terrestre et sur les sols solaire sur l atmosphère terrestre et sur les sols C-2: Le rayonnement solaire avant son entrée dans l atmosphère terrestre C: Le Rayonnement thermique C-1: Définitions C-5: Quelques applications à des faits d observation courante C-4: Interaction du rayonnement terrestre avec latmosphère

49 49 Différence de température du sol entre le jour et la nuit

50 50 La partie éclairée de la terre absorbe une bonne partie du rayonnement solaire qui lui parvient. La nuit,la partie du sol non éclairée continue à rayonner vers l'atmosphère. Ne recevant plus le rayonnement solaire, elle se refroidit, ainsi que l air à son contact. Le sol se réchauffe et rayonne à son tour comme un corps noir, mais dans le domaine infrarouge. Une grande partie de ce rayonnement est absorbé par l air qui se réchauffe.

51 51 Couches nuageuses et fraîcheur des jours et des nuits

52 52 Les couches nuageuses influent sur les températures nocturnes et diurnes. Cas des nuages nocturnes Le sol et lair à son contact se refroidissent moins vite : nuit chaude. les nuages absorbent le rayonnement infrarouge terrestre et le réémettent en direction du sol.

53 53 Les couches nuageuses influent sur les températures nocturnes et diurnes. Cas des nuages diurnes Déficit de réchauffement au sol : journée froide. les nuages réfléchissent et absorbent une bonne partie du rayonnement solaire. les nuages réfléchissent et absorbent une bonne partie du rayonnement solaire.

54 54 Chapitre I : Quelques propriétés de l atmosphère (suite) I-1: Composition de l air atmosphérique I-2: la température et transmission de la chaleur I-2-1: Les processus mis en jeu A- La conduction B- La convection B- La convection C-le rayonnement thermique I-2-2: Bilan radiatif-convectif moyen I-2-2: Bilan radiatif-convectif moyen de la Terre et de son atmosphère I-2-3: Répartition verticale de la température et atmosphère « standard » I-3: La pression atmosphérique

55 55 En dépit des variations de température que nous venons de décrire, on constate que, de façon globale, la température moyenne du sol et celle de latmosphère restent sensiblement constantes dans le temps (à léchelle de plusieurs décennies). Cela signifie quil y a égalité entre lénergie reçue du soleil et celle que réémet vers lespace le système Terre/Atmosphère.

56 56 Cest en fait grâce Cest en fait grâce à la convection et à la formation des nuages de pluie, que lexcédent dénergie radiative reçue au sol est transféré vers une atmosphère en déficit radiatif, Par contre, léquilibre radiatif nest atteint ni par le sol, ni par latmosphère considérés séparément. Pour en savoir plus… et, quen définitive, la température moyenne du sol et celle de latmosphère restent sensiblement constantes dans le temps (à léchelle de plusieurs décennies).

57 57 la chaleur reçue par l'atmosphère a pour origine : le rayonnement solaire direct : 14,5 %, le rayonnement solaire direct : 14,5 %, le rayonnement infrarouge terrestre : 67,3 %, le rayonnement infrarouge terrestre : 67,3 %, la chaleur produite par la condensation de la vapeur d'eau liée à la formation des nuages précipitants : 14,6%,la chaleur produite par la condensation de la vapeur d'eau liée à la formation des nuages précipitants : 14,6%, Pour l'atmosphère, la source de chaleur la plus importante n'est pas le soleil mais bien la terre. Ceci explique que l'atmosphère soit plus chaude dans les basses couches qu'en altitude. On peut montrer que la convection sans précipitations : 3,6 %. la convection sans précipitations : 3,6 %.

58 58 Chapitre I : Quelques propriétés de l atmosphère (suite) I-1: Composition de l air atmosphérique I-2: la température et transmission de la chaleur I-2-1: Les processus mis en jeu A- La conduction B- La convection B- La convection C-le rayonnement thermique I-2-2: Bilan radiatif-convectif I-2-2: Bilan radiatif-convectif de la Terre et de son atmosphère I-2-3: Répartition verticale de la température I-2-3: Répartition verticale de la température et atmosphère « standard » I-3: La pression atmosphérique

59 59 P. Queney Modèles de répartition verticale de la températureà différentes latitudes et saisons Modèles de répartition verticale de la température à différentes latitudes et saisons En moyenne, on peut distinguer quatre couches atmosphériques, se distinguant l une de l autre par le signe de la variation verticale de la température : la troposphère, la troposphère, la stratosphère, la stratosphère, la mésosphère, la mésosphère, et la thermosphère. et la thermosphère. Leurs limites respectives sont: la tropopause, la tropopause, la stratopause, la stratopause, la mésopause. la mésopause. troposphère stratosphère mésosphère thermosphère tropopause 18 km, -60 °C stratopause 50 km, +10 °C mésopause 80 km, -100 °C On considère habituellement que la limite supérieure de l atmosphère « météorologique » se situe vers 80 km, à la mésopause.

60 60 P. Queney été -100 °C +20 °C -100 °C été Modèles de répartition verticale de la températureà différentes latitudes et saisons Modèles de répartition verticale de la température à différentes latitudes et saisons Dans la troposphère, quelle que soit la saison, la température diminue, en moyenne, d environ 6,5 ° par km. Mais la tropopause est plus haute et plus froide à léquateur, quaux plus hautes latitudes (observer la figure) Aux moyennes et aux hautes latitudes, la répartition verticale de la température subit une variation saisonnière (observer la figure). Ainsi, la tropopause est plus basse et moins froide en hiver quen été. plus basse et moins froide en hiver quen été. Le maximum de température de la stratopause est dû à l absorption par l ozone, des radiations ultraviolettes de longueurs d ondes comprises entre 0,21 et 0,29 microns. troposphère stratosphère mésosphère thermosphère tropopause stratopause 50 km, +10 °C mésopause 80 km, -100 °C 18 km, -60 °C 6 km -40 °C 11 km -60 °C hiver - 75 °C hiver -60 °C -20 ° 9 km

61 61 Pour laéronautique on définit une atmosphère « type » dont les caractéristique sont les suivantes 0 m 15°C Air « sec » Température à 0 m : 15°C m -56.5°C Tropopause Tropopause à m à –56.5°C isothermie Isothermie au dessus Isothermie au dessus Ces valeurs sont des moyennes parfois assez différentes de l'atmosphère réelle. Cette atmosphère "type" est dite : atmosphère "standard". atmosphère "standard". Gradient vertical: -6.5°C / 1000 m -6.5°/1000m

62 62 L'atmosphère réelle peut être sensiblement différente : selon le lieu, selon la saison, selon le jour. Seul un sondage permet de connaître le profil de température réel de l'atmosphère.

63 63 une isothermie au niveau de la tropopause. une isothermie au niveau de la tropopause. une inversion d'altitude, une inversion d'altitude, une tranche présentant un profil semblable à celui de l'atmosphère standard, une tranche présentant un profil semblable à celui de l'atmosphère standard, une inversion nocturne, une inversion nocturne, Souvent,on retrouve :

64 64 Chapitre I : Quelques propriétés de l atmosphère I-1: Composition de l air atmosphérique I-2: la température et transmission de la chaleur I-2-1: Les processus mis en jeu A- le rayonnement thermique B- La conduction C- La convection I-2-2: Bilan radiatif-convectif de la Terre et de son atmosphère I-2-3: Répartition verticale de la température et atmosphère « standard » I-3: La pression atmosphérique I-3-1 : Quelques rappels sur la notion de pression I-3-1 : Quelques rappels sur la notion de pression I-3-2 : la pression atmosphérique

65 65 « Forces pressantes » exercées par l air perpendiculaires aux surfaces délimitant cet objet et dirigées de l air vers ces surfaces. Si le volume de l objet est de l ordre du m 3 l ensemble des forces pressantes a même intensité. L intensité des forces pressantes, représentée par la longueur (ou norme) de chacun des vecteurs, est ce que l on appelle « la pression p » de l air. Sous l effet de l air qui nous entoure, tout objet est soumis, en chacun de ses points, f à des forces « pressantes » f : La pression n est donc pas une quantité vectorielle, mais une grandeur « scalaire ».

66 66 Rappels sur la pression f n La force totale F exercée par l air sur l une des faces, est donnée par la relation : F = p. S. n où S est l aire de la face considérée, et n, le vecteur de norme unité, orienté perpendiculairement à la face considérée et dirigée vers elle.

67 67 Pression atmosphérique, pression hydrostatique eau air sol 2 m Les parois extérieures de ce bassin rempli d eau sont donc soumises à un ensemble de forces pressantes de la part de lair qui lentoure. Leau contenue dans l aquarium exerce également des forces pressantes sur les parois de celui-ci. Dans l eau de laquarium, l intensité des forces pressantes augmente très rapidement au fur et à mesure que lon sécarte de la surface libre en direction du fond. A la surface libre de leau, les forces pressantes exercées par l eau sur lair qui le surmonte sont égales et opposées à celles exercées par l air sur l eau. Dans leau, à dix mètres de profondeur, la pression est le double de celle qui règne à la surface libre.

68 68 La variation p de la pression est reliée à la variation H de la profondeur par la relation hydrostatique : p= g.. H où g est l intensité de la pesanteur et la masse volumique de leau (1 tonne par m 3 ). La variation p de la pression est reliée à la variation H de la profondeur par la relation hydrostatique : p= g.. H où g est l intensité de la pesanteur et la masse volumique de leau (1 tonne par m 3 ). La loi hydrostatique La loi hydrostatique Pascal a démontré que dans un liquide (fluide incompressible) au repos : la pression a la même valeur en tout point dun même plan horizontal (qui constitue donc une surface isobare), Pascal a démontré que dans un liquide (fluide incompressible) au repos : la pression a la même valeur en tout point dun même plan horizontal (qui constitue donc une surface isobare), la pression augmente régulièrement au fur et à mesure que lon séloigne de la surface libre. Les surfaces isobares sont donc équidistantes. p0p0 p1p1 p2p2 p3p3 p4p4 p5p5 p6p6 p H

69 69 Calcul de la pression à la profondeur h 1 On peut en déduire que la pression p 1 au niveau h 1, est égale à la pression p 0 à la surface libre, augmentée de la valeur numérique du poids dune colonne d eau, de section S unité et de hauteur H = h 1 : p 1 = p 0 + g.. h 1. S (avec S = 1 m 2 ) Attention : il est incorrect de dire que la pression (grandeur scalaire) est « égale au poids » (grandeur vectorielle ). On peut en déduire que la pression p 1 au niveau h 1, est égale à la pression p 0 à la surface libre, augmentée de la valeur numérique du poids dune colonne d eau, de section S unité et de hauteur H = h 1 : p 1 = p 0 + g.. h 1. S (avec S = 1 m 2 ) Attention : il est incorrect de dire que la pression (grandeur scalaire) est « égale au poids » (grandeur vectorielle ). La pression p à un niveau quelconque h est donc déterminée par la somme : de la pression au niveau de la surface libre, et de la valeur numérique du poids de la colonne deau de section unité et de hauteur h. La pression p à un niveau quelconque h est donc déterminée par la somme : de la pression au niveau de la surface libre, et de la valeur numérique du poids de la colonne deau de section unité et de hauteur h. La quantité g.. H est équivalente, en valeur numérique, au poids d une colonne d eau de section S unité (S = 1m 3 ) et de hauteur H. S =1m 3 H p p0p0 p1p1 Surface libre 0 h1h1 On a donc p= g.. H

70 70 La pression atmosphérique La loi hydrostatique s applique à l air qui entoure la Terre. Au « sommet » de l atmosphère terrestre (à quelques 600 km au-dessus de la surface du sol), la pression atmosphérique est nulle. Au niveau du sol, la pression atmosphérique est donc déterminée par la valeur numérique du poids dune colonne dair de section unité sappuyant sur le sol et de 600 km de hauteur. Remarque: Dans certains phénomènes atmosphériques, il arrive que la relation hydrostatique ne soit pas vérifiée. Z=600 km P=0

71 71 Plus le point de mesure est élevé, plus le poids de la colonne d'air qui le surmonte est faible et plus la pression est faible. La pression atmosphérique décroît avec l'altitude. P= M gH H p = m gh h Si m et M sont les masses volumiques moyennes des colonnes dair de hauteur h et H, on a :

72 72 Altitudes en mPression en hPa On peut retenir que jusqu à 25 km, où elle est voisine de 25 hPa, la pression diminue, en gros, de moitié chaque fois que l on s élève de 5 km. la pression diminue, en gros, de moitié chaque fois que l on s élève de 5 km.

73 PRESSION ATMOSPHÉRIQUE Pression en hPa Altitude en km Décroissance en fonction de l'altitude

74 74 L'air est un gaz compressible. L'air des basses couches est "écrasé" par celui des couches supérieures. Sa masse volumique est plus forte que celle de lair situé en altitude. Air de forte masse volumique Air de faible masse volumique La pression varie plus rapidement dans les basses couches quen altitude.

75 Tranche d'altitudeécart d'alt. pour 1 hPa 0 à 1000 m8,8 m 1000 à 2000 m9,6 m 2000 à 3000 m10,6 m 3000 à 4000 m11,8 m 4000 à 5000 m13,2 m 5000 à 6000 m14,7 m 6000 à 7000 m16,4 m 7000 à 8000 m18,2 m 8000 à 9000 m20,4 m 9000 à m23,2 m Ecartement des isobares en fonction de laltitude

76 76 La relation classique disant que la pression diminue de 1 hPa, chaque fois que lon s élève de 8.5 m, n'est donc valable que pour les basses couches de l'atmosphère (<1000 m).

77 77 FIN du Chapitre 1

78 78 Quelques compléments sur… 1.1 Les lois du rayonnement thermique 1.2 Puissance totale rayonnée par le soleil 1.3 La constante solaire C 1.4 Le calcul du flux solaire intervenant dans le bilan radiatif du système Terre/Atmosphère (C/4) Annexe 1

79 79 le rayonnement thermique est généralement composé dun ensemble continu de radiations, de longueurs d'onde comprises entre deux valeurs D et F fixées par la température du corps. Puissance émise par unité de surface et par longueur donde Longueur dondes D F Nous avons vu que 1.1 Compléments sur les lois du rayonnement thermique

80 80 Longueur dondes Puissance émise par unité de surface et par longueur donde Nous avons également dit que chaque radiation transporte une partie de la puissance émise. Nous avons également dit que chaque radiation transporte une partie de la puissance émise. Pour une température donnée, la part de puissance transportée par les radiations comprises dans un petit intervalle de longueur d ondes, peut être représentée par la surface d un rectangle : la surface d un rectangle : de base de base et de hauteur proportionnelle et de hauteur proportionnelle à la puissance émise E. E

81 81 Longueur d ondes la courbe joignant les sommets de tous les rectangles est désignée sous le nom de « spectre » d émission à la température T, Puissance émise par unité de surface et de longueur donde Nous avons également vu que, pour une température T (K), et que la puissance totale émise par m 2 est représentée par la surface comprise entre le spectre et l axe des abscisses. Cette puissance totale (ou pouvoir émissif total à la température T) est donné par la formule de Stefan : M = T 4 M = T 4 où (constante de Stefan) = 5, W.m -2.K -4.

82 82 Applications: 1-2 Calcul de la puissance totale rayonnée par la surface du soleil la puissance F rayonnée par chaque m 2 de la surface solaire est égale à : F = T 4 = W.m -2 F = T 4 = W.m -2 La puissance totale P, rayonnée par la surface totale S du soleil, dans toutes les directions de l espace, est donc égale à : P = F.S =F.4R2s = 4, Watts RsRs où R s est le rayon du soleil ( km). Puisque le soleil rayonne comme un corps noir à la température de 6000 K Puisque le soleil rayonne comme un corps noir à la température de 6000 K, Avec = 5, W.m-2.K-4.

83 Calcul de la constante solaire (intensité solaire moyenne réellement disponible au sommet de latmosphère) : Mais lintensité du rayonnement qui arrive au sommet de latmosphère terrestre est beaucoup plus faible. La puissance totale P rayonnée par la surface totale S du soleil, dans toutes les directions de l espace, est donc égale à: dans toutes les directions de l espace, est donc égale à: 4, Watts. 4, Watts.

84 84 En effet, la puissance totale P émise à un instant donné, par la surface du soleil se propage pratiquement sans perte dans l espace interplanétaire. Mais elle se répartit sur des sphères de rayon croissant, sur des sphères de rayon croissant, de sorte que la puissance traversant chaque mètre carré de ses sphères est divisée par la surface de la sphère considérée. est divisée par la surface de la sphère considérée. 1 m 2

85 85 Le flux qui parvient au sommet de l atmosphère terrestre, perpendiculairement à la direction soleil/Terre, est appelée « constante solaire C. est appelée « constante solaire » C. Sa valeur annuelle moyenne est de 1370 W/m 2. Arrivé au voisinage de l orbite terrestre, à la distance R = de km du soleil, le flux du rayonnement solaire n est plus que P/4 R 2 (W/m 2 ). 1 m 2

86 86 Nous allons maintenant évaluer la puissance solaire reçue au sommet de latmosphère (à 600 km daltitude), reçue au sommet de latmosphère (à 600 km daltitude), en moyenne annuelle, toutes latitudes confondues, par m 2 de surface datmosphère (celle qui est utilisée pour létude du bilan radiatif du système Terre/Atmosphère). bilan radiatif du système Terre/Atmosphère). 1.4 Calcul du flux solaire intervenant dans le bilan radiatif du système Terre/Atmosphère (C/4)

87 87 L intensité du rayonnement solaire arrivant au sommet de l atmosphère,perpendiculairement à la direction Soleil/Terre étant de 1370 W/m 2 (constante solaire C ), L intensité du rayonnement solaire arrivant au sommet de l atmosphère,perpendiculairement à la direction Soleil/Terre étant de 1370 W/m 2 (constante solaire C ), l énergie E interceptée, pendant une année, par un cercle perpendiculaire au rayonnement solaire, de rayon R égal à celui de la terre et de son atmosphère est égale à : Au cours d une année, cette énergie se répartit, de façon certes très inégale, à la surface S = 4 R 2 de la sphère de rayon R. Au cours d une année, cette énergie se répartit, de façon certes très inégale, à la surface S = 4 R 2 de la sphère de rayon R. Donc, en moyenne annuelle, toutes latitudes confondues, lénergie disponible au sommet de l atmosphère, par unité de surface et par unité de temps, est égale à : Donc, en moyenne annuelle, toutes latitudes confondues, lénergie disponible au sommet de l atmosphère, par unité de surface et par unité de temps, est égale à : E/(S x 365jours x 24heures x 3600sec)=C/4=1370/4 # 340W/m2 E [Joules] = 1370 x x R2 x 365 jours x 24 heures x 3600 secondes.

88 88 Fin de lannexe 1

89 89 Annexe 2 Bilan radiatif et effet de serre

90 90 Voyons plus précisément comment sétablit le bilan radiatif et comment, grâce à la convection et à la formation des nuages précipitants, lexcédent dénergie radiative reçue au sol est transféré vers une atmosphère en déficit radiatif. Nous venons dindiquer que, de façon globale, la température moyenne du sol et celle de latmosphère terrestre restent sensiblement constantes dans le temps.

91 91 80 W par m 2 sont réfléchis par les nuages, W par m 2 sont absorbés par l'atmosphère et les nuages, W par m 2 seulement continuent en direction du sol. 180 W par m 2 seulement continuent en direction du sol. 180 Au sommet de l'atmosphère, le flux solaire incident est, en moyenne de 340 W par m W par m2 représentent le quart de la constante solaire. Cette valeur sentend, toutes latitudes et saisons confondues. 80

92 W par m 2 parviennent donc à la surface du sol, … qui en réfléchit 20 W par m 2 … qui en réfléchit 20 W par m Seuls 160 W.m -2 sont finalement absorbés par le sol et les océans. 160

93 93 0 Pour une température moyenne de 15°, la surface de la terre émet un flux infrarouge de 390 W.m W.m -2 traversent directement latmosphère et s'échappent vers l'espace. 20 (fenêtre atmosphérique pour les longueurs dondes de 8 à 13 micromètres) Les nuages… … et l'atmosphère absorbent 370 W par m 2 de ce rayonnement watts par m 2 sont réémis vers lespace et 330 vers le sol.

94 94 BILAN RADIATIF du système Terre/atmosphère ( au sommet de latmosphère ) Sol Espace Atmosphère et nuages Globalement, vues de l espace, la terre et son atmosphère sont en équilibre radiatif, puisque les 240 Watts par m 2 de rayonnement solaire réellement disponibles pour latmosphère et le sol sont égaux au flux infrarouge sortant.

95 95 BILAN RADIATIF AU SOL BILAN RADIATIF AU SOL Sol Espace Atmosphère et nuages et nuages Au total, le sol absorbe = 490 W.m-2 et nen émet que 390. Il n est donc pas en équilibre radiatif. Il n est donc pas en équilibre radiatif. Mais puisque sa température moyenne reste néanmoins constante, un processus autre que radiatif doit intervenir pour évacuer l excès de chauffage radiatif en surface (100 W.m-2). Au total, le sol absorbe = 490 W.m-2 et nen émet que 390. Il n est donc pas en équilibre radiatif. Mais puisque sa température moyenne reste néanmoins constante, un processus autre que radiatif doit intervenir pour évacuer l excès de chauffage radiatif en surface (100 W.m-2).

96 96 BILAN RADIATIF DE l ATMOSPHERE ET DES NUAGES BILAN RADIATIF DE l ATMOSPHERE ET DES NUAGES Sol Espace Atmosphère et nuages et nuages Latmosphère et les nuages absorbent 80 W.m -2 du rayonnement solaire incident et 370 W.m -2 du rayonnement infra rouge terrestre, soit 450 W.m-2. Or ils émettent = 550 W.m -2, soit un déficit de 100 W.m -2. Or ils émettent = 550 W.m -2, soit un déficit de 100 W.m -2. Latmosphère et les nuages absorbent 80 W.m -2 du rayonnement solaire incident et 370 W.m -2 du rayonnement infra rouge terrestre, soit 450 W.m-2. Or ils émettent = 550 W.m -2, soit un déficit de 100 W.m -2. Or ils émettent = 550 W.m -2, soit un déficit de 100 W.m -2. Là encore, puisque la température moyenne de l atmosphère est sensiblement constante, un processus autre que radiatif doit intervenir pour combler le déficit radiatif de latmosphère

97 97 LES PROCESSUS COMPENSATEURS LES PROCESSUS COMPENSATEURS 160 Sol pour chauffer l air au contact du sol (chaleur sensible et convection sans précipitations): 20 W.m -2. Lexcès d énergie radiative au sol est utilisée : 1- pour évaporer les eaux de surface : 80 W.m -2, Lexcès d énergie radiative au sol est utilisée : 1- pour évaporer les eaux de surface : 80 W.m -2, Le sol reçoit = 490 w.m -2. Il émet 390 w.m -2 et perd 100 W.m-2. Le bilan est équilibré. Le sol reçoit = 490 w.m -2. Il émet 390 w.m -2 et perd 100 W.m-2. Le bilan est équilibré.

98 Sol Pour l atmosphère et les nuages, qui émettent = 550 W.m -2 sous forme de rayonnement infrarouge, il y a donc trois sources de chaleur : 1-le chauffage radiatif par absorption du rayonnement solaire : 80 W.m -2 et du rayonnement infrarouge terrestre : 370 W.m -2, soit 450 W.m -2, 2- le chauffage par chaleur sensible (convection sans précipitations et conduction) : 20 W.m -2, 3- le chauffage par dégagement de chaleur latente lié à la formation de nuages donnant lieu à des précipitations : 80 W.m-2. Leur bilan énergétique est ainsi équilibré.

99 °C Sol L effet de Serre « Naturel » En labsence datmosphère (et en admettant encore un albédo de 30 %), la surface terrestre En labsence datmosphère (et en admettant encore un albédo de 30 %), la surface terrestre recevrait 240 W.m -2 recevrait 240 W.m -2 et émettrait en retour 240 W.m -2. et émettrait en retour 240 W.m -2. Sa température déquilibre radiatif serait de 255 K, soit: -18 °C. En labsence datmosphère (et en admettant encore un albédo de 30 %), la surface terrestre En labsence datmosphère (et en admettant encore un albédo de 30 %), la surface terrestre recevrait 240 W.m -2 recevrait 240 W.m -2 et émettrait en retour 240 W.m -2. et émettrait en retour 240 W.m -2. Sa température déquilibre radiatif serait de 255 K, soit: -18 °C. Avec latmosphère, le sol rayonne 390 W.m -2, correspondant à une température de surface de 288 K, soit de 15 °C. Lénergie radiative supplémentaire ( W.m-2 ) apportée au sol par latmosphère est ce que lon appelle « l effet de serre atmosphérique naturel ». D Cruette Atmosphère et nuages Sol °C (Fenêtre atmosphérique)

100 100 Leffet de Serre « Naturel ».D Cruette Par définition, sa valeur est égale à la différence entre - le rayonnement infrarouge émis au sol : W.m - 2, - et celui émis au sommet de latmosphère: W.m - 2. soit: 150 W.m Atmosphère et nuages Sol (Fenêtre atmosphérique) °C

101 101 Principaux constituants atmosphériques responsables de leffet de serre Une augmentation de la concentration de certains de ces constituants, particulièrement de ceux qui réduiraient la « transparence » de la fenêtre atmosphérique (CO 2, CH 4, O 3, etc.), devrait logiquement entraîner une augmentation de leffet de serre. La vapeur deau est le principal constituant à « effet de serre ».

102 102 Fin de lannexe 2


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