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 78 89 2 5 64

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

L'air atmosphérique contient également un certain nombre d ’autres constituants permanents en proportions faibles, mais très variables : de l ’eau, sous ses trois « phases » : Des traces de gaz : O3, H2,CH4 etc. Vapeur d'eau Glace Eau liquide des particules solides (pollens, suies, poussières, cristaux de sel, etc.),

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

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

I-2 : la température et transmission de la chaleur  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 » 6 11 13 16 20 54 59

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

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

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

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

I-2 : la température et transmission de la chaleur 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 de la Terre et de son atmosphère I-2-4: Répartition verticale de la température et atmosphère « standard »

La chaleur se propage selon trois modes :

La conduction :

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

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

La convection :

La chaleur est véhiculée grâce au déplacement d’un fluide porteur (liquide ou gaz).

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

Vent… Turbulence… Brassage mécanique.

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

Le rayonnement thermique : C’est la transmission de la chaleur… …sans support matériel… …mais sous forme d’ondes électromagnétiques, comme la lumière ou les ondes radioélectriques.

le rayonnement thermique se propage : - sans perte d’énergie Dans le vide : le rayonnement thermique se propage : - sans perte d’énergie - en ligne droite, - et presque instantanément. Sa vitesse de propagation est de 300 OOO km/s. Dans l’air et à la traversée de certains matériaux transparents : la vitesse de propagation est modifiée : en grandeur et parfois en direction. L’énergie est diminuée par absorption et par diffusion.

Quand un corps est exposé à un rayonnement, il s’échauffe.

Selon la température de l'objet qui émet le rayonnement, 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 : comme très lumineux… 6000 K Température de surface du Soleil : ou, au contraire, totalement invisible. Température moyenne de la surface de la Terre : 288 K Dans les deux cas, on parle de rayonnement du « corps noir ».

On appelle « corps noir » isotherme, un corps théorique capable d’absorber intégralement tout le rayonnement qu’il reçoit. Sa température s’élève alors progressivement. Il émet à son tour un rayonnement thermique dont l’intensité augmente avec sa température. Lorsque l’énergie perdue par rayonnement compense celle qui est reçue, la température se stabilise. Le corps noir a atteint sa température d’équilibre radiatif.

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

Principales propriétés 6000 K L ’énergie émise - par unité de temps (puissance), - perpendiculairement à un élément de surface unité du corps émetteur, est fonction de la température du corps. C’est en fait un débit d’énergie, et l’on parle de « flux » de rayonnement (ou « d’intensité »). Il s’exprime en Watts par m2 (W.m-2).

Le rayonnement thermique est composé d’un éventail de radiations de différentes longueurs d’onde 1, 2 , 3, 4 …etc., (représentées ici par des barres colorées). C’est un ensemble continu, limité par deux longueur d’onde extrêmes D et F ,   fixées par la température du corps. Flux Chaque radiation transporte une partie de la puissance émise. Longueur d ’ondes 2 1 3 4 D F L’intensité transportée par chacune d’elles (représentée par la hauteur des barres) est fonction : de la température, et de la longueur d’onde.

D F La courbe reliant les sommets des différents rectangles est ce que l’on appelle « le spectre d’émission » du corps. Intensité Longueur d ’ondes La puissance totale E émise par m2 est représentée par la surface comprise entre le spectre et l ’axe des abscisses. D F Cette puissance totale E (ou pouvoir émissif total à la température T) est proportionnelle à T4 , puissance quatrième de la température, (c’est à dire à… T x T x T x T, avec T en degré Kelvin ).

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

Il s ’agit d ’un rayonnement de grande longueur d’onde , Voici, par exemple, les spectres théoriques d ’émission de la Terre, pour différentes températures du sol. 50 Flux P. Queney Le pouvoir émissif total à la température T=213 K (-60 °C) est représenté par l ’aire hachurée. Les longueurs d’onde du rayonnement terrestre sont comprises entre 2 et 40 micromètres (radiations infrarouge). Le maximum d’émission se situe dans la gamme 10-12 micromètres. Il s ’agit d ’un rayonnement de grande longueur d’onde , strictement infrarouge et donc invisible pour nous. Ces propriétés sont mises à profit dans le domaine de l’imagerie satellitale (images infrarouges).

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

7348.104 W.m-2 . La puissance F rayonnée par chaque m2 de la surface solaire est de : 7348.104 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: 4,5.1026 Watts . Mais l’intensité du rayonnement qui arrive au sommet de l’atmosphère terrestre est beaucoup plus faible.

1 m2 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, 1 m2 de sorte que la puissance traversant chaque mètre carré de ces sphères est divisée par la surface de la sphère considérée.

1 m2 Arrivé au voisinage de l ’orbite terrestre, à la distance R = 150.000.000 de km du soleil, le flux du rayonnement solaire n ’est plus que P/4R2 (W/m2). 1 m2 Le flux qui parvient au sommet de l ’atmosphère terrestre, perpendiculairement à la direction soleil/Terre, est appelée « constante solaire » C . Sa valeur annuelle moyenne est de 1370 W/m2. Pour en savoir plus…

Voici les spectres réels et théoriques du soleil au sommet de l ’atmosphère A: le spectre solaire réel au sommet de l ’atmosphère (à 600 km d ’altitude) 103 102 10 10-1 10-2 10-3 10-4 Watts par m2 et par micron Visible Infrarouge Longueurs d ’onde en micron Ultraviolet P. Queney De nombreuses radiations émises par la surface du soleil sont, fort heureusement pour nous, absorbées par l ’atmosphère solaire elle-même. Ceci explique l’écart entre le spectre réel A et le spectre théorique B. Ce sont, principalement, les radiations de courtes longueurs d’ondes (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

Répartition de l’énergie transportée en fonction des principaux domaines de longueur d’onde 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 B: spectre théorique (rayonnement du corps noir à 6000 K, à 150 millions de km du soleil) B 9,2 % 9,2 % sont transportés par les radiations ultraviolettes (U.V.), 103 102 Visible 10 42,4 % 10-1 Infrarouge 42,4 % dans le domaine visible, Ultraviolet 10-2 48 % 48 % dans l’infrarouge. 10-3 10-4

Par opposition au rayonnement émis par la Terre, on désigne souvent 99% de l énergie solaire qui nous parvient est transportée par des radiations de longueurs d ’onde comprises entre 0,25 et 5 micromètres. 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 103 102 10 10-1 10-2 10-3 10-4 99 % de la puissance qui nous parvient est transportée par les radiations comprises entre 0,25  et 5  . Par opposition au rayonnement émis par la Terre, on désigne souvent   le rayonnement solaire parvenant au sommet de l’atmosphère, comme un rayonnement de courtes longueurs d’ondes totalement distinct du rayonnement terrestre . (alors qu’il y a en fait « chevauchement » de ces deux rayonnements dans une partie de l’infrarouge).

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

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

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

qui le traverse sans l'échauffer de façon importante. Ainsi, l'air est relativement transparent au rayonnement solaire direct qui le traverse sans l'échauffer de façon importante.

Le rayonnement solaire est fortement absorbé… … par les matériaux sombres qui alors s’échauffent.

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

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

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

ils absorbent par contre très fortement 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. Ils émettent à leur tour un rayonnement infrarouge dont la fraction absorbée par le sol élève la température de ce dernier. C’est ce que l’on appelle l ’effet de serre atmosphérique « naturel ». Grâce à lui, la température moyenne à la surface de la Terre est de 15 °C. Elle serait de -18 C° en l’absence de cet effet de serre.

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

Différence de température du sol entre le jour et la nuit

La partie éclairée de la terre absorbe une bonne partie du rayonnement solaire qui lui parvient. 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. 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.

Couches nuageuses et fraîcheur des jours et des nuits

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

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

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 C-le rayonnement thermique  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

la température moyenne du sol et celle de l’atmosphère 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 l’atmosphère restent sensiblement constantes dans le temps (à l’échelle de plusieurs décennies). Cela signifie qu’il y a égalité entre l’énergie reçue du soleil et celle que réémet vers l’espace le système Terre/Atmosphère.

Par contre, l’équilibre radiatif n’est atteint ni par le sol, ni par l’atmosphère considérés séparément. C’est en fait grâce à la convection et à la formation des nuages de pluie, que l’excédent d’énergie radiative reçue au sol est transféré vers une atmosphère en déficit radiatif, et, qu’en définitive, la température moyenne du sol et celle de l’atmosphère restent sensiblement constantes dans le temps (à l’échelle de plusieurs décennies). Pour en savoir plus…

Pour l'atmosphère, la source de chaleur On peut montrer que la chaleur reçue par l'atmosphère a pour origine : le rayonnement solaire direct : 14,5 % , 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 convection sans précipitations : 3,6 % . 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.

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 C-le rayonnement thermique 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

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 stratosphère, la mésosphère, et la thermosphère. Leurs limites respectives sont: la tropopause, la stratopause, la mésopause. P. Queney thermosphère mésopause 80 km, -100 °C mésosphère stratopause 50 km, +10 °C stratosphère tropopause 18 km, -60 °C troposphère On considère habituellement que la limite supérieure de l ’atmosphère « météorologique » se situe vers 80 km, à la mésopause.

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 l’équateur, qu’aux 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 qu’en 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. P. Queney thermosphère -100 °C été 80 km, -100 °C mésopause été -100 °C +20 °C hiver -75 °C hiver -60 °C -20 ° mésosphère 50 km, +10 °C stratopause stratosphère 18 km, -60 °C tropopause 11 km -60 °C 6 km -40 °C 9 km troposphère

-6.5°/1000m Cette atmosphère "type" est dite : atmosphère "standard". Pour l’aéronautique on définit une atmosphère « type » dont les caractéristique sont les suivantes isothermie Air « sec » Température à 0 m : 15°C 11000 m -56.5°C Tropopause Gradient vertical: -6.5°C / 1000 m Tropopause à 11000 m à –56.5°C Isothermie au dessus -6.5°/1000m Cette atmosphère "type" est dite : atmosphère "standard". 0 m 15°C Ces valeurs sont des moyennes parfois assez différentes de l'atmosphère réelle.

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.

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

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-3-2 : la pression atmosphérique

« Forces pressantes » exercées par l ’air Sous l ’effet de l ’air qui nous entoure, tout objet est soumis, en chacun de ses points, à des forces « pressantes » f : 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 m3 l ’ensemble des forces pressantes a même intensité. f 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. La pression n ’est donc pas une quantité vectorielle, mais une grandeur « scalaire ».

Rappels sur la pression 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.  f n

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

où g est l’ intensité de la pesanteur et La loi hydrostatique Pascal a démontré que dans un liquide (fluide incompressible) au repos : la pression a la même valeur en tout point d’un même plan horizontal (qui constitue donc une surface isobare), la pression augmente régulièrement au fur et à mesure que l’on s’éloigne de la surface libre . Les surfaces isobares sont donc équidistantes . p0 p1 p2 p3 p4 p5 p6 p H 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 l’eau (1 tonne par m3).

Calcul de la pression à la profondeur h1 La quantité g .  . H est équivalente, en valeur numérique, au poids d ’une colonne d ’eau de section S unité (S = 1m3) et de hauteur H. Calcul de la pression à la profondeur h1 On a donc p= g .  . H On peut en déduire que la pression p1 au niveau h1 , est égale à la pression p0 à la surface libre , augmentée de la valeur numérique du poids d’une colonne d ’eau, de section S unité et de hauteur H = h1 : p1 = p0 + g .  . h1 . S (avec S = 1 m2) Attention : il est incorrect de dire que la pression (grandeur scalaire) est « égale au poids » (grandeur vectorielle ). p0 p1 Surface libre h1 H p 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 d’eau de section unité et de hauteur h. S =1m3

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. Z=600 km P=0 Au niveau du sol, la pression atmosphérique est donc déterminée par la valeur numérique du poids d’une colonne d’air de section unité s’appuyant sur le sol et de 600 km de hauteur. Remarque: Dans certains phénomènes atmosphériques, il arrive que la relation hydrostatique ne soit pas vérifiée.

La pression atmosphérique décroît avec l'altitude. 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. H h Si m et M sont les masses volumiques moyennes des colonnes d’air de hauteur h et H, on a : p =mgh La pression atmosphérique décroît avec l'altitude. P=MgH

On peut retenir que jusqu’ à 25 km, où elle est voisine de 25 hPa, Altitudes en m Pression en hPa 1013.25 1000 898.70 2000 795.00 3000 701.10 4000 616.40 5000 540.20 6000 471.80 7000 410.60 8000 356.00 9000 307.40 10 000 264.40 11 000 236.20 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.

PRESSION ATMOSPHÉRIQUE Décroissance en fonction de l'altitude Altitude en km 30 20 10 8 6 4 2 200 400 600 800 1000 Pression en hPa

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

Ecartement des isobares en fonction de l’altitude Tranche d'altitude écart d'alt. pour 1 hPa 0 à 1000 m 8,8 m 1000 à 2000 m 9,6 m 2000 à 3000 m 10,6 m 3000 à 4000 m 11,8 m 4000 à 5000 m 13,2 m 5000 à 6000 m 14,7 m 6000 à 7000 m 16,4 m 7000 à 8000 m 18,2 m 8000 à 9000 m 20,4 m 9000 à 10000 m 23,2 m

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

FIN du Chapitre 1

Quelques compléments sur… Annexe 1 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)

1.1 Compléments sur les lois du rayonnement thermique Nous avons vu que le rayonnement thermique est généralement composé d’un 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 d’onde Longueur d’ondes D F

Pour une température donnée, Nous avons également dit que chaque radiation transporte une partie de la puissance émise. Pour une température donnée, Puissance émise par unité de surface et par longueur d’onde E 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 :  Longueur d’ondes de base  et de hauteur proportionnelle à la puissance émise E.

Nous avons également vu que, pour une température T (K), 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 d’onde et que la puissance totale émise par m2 est représentée par la surface comprise entre le spectre et l ’axe des abscisses. Longueur d ’ondes Cette puissance totale (ou pouvoir émissif total à la température T) est donné par la formule de Stefan : M = T4 où  (constante de Stefan) = 5,67.10-8 W.m-2.K-4.

où Rs est le rayon du soleil (700 000 km). Applications: 1-2 Calcul de la puissance totale rayonnée par la surface du soleil Puisque le soleil rayonne comme un corps noir à la température de 6000 K, Rs la puissance F rayonnée par chaque m2 de la surface solaire est égale à : F =  T4 = 7348.104 W.m-2 Avec  = 5,67.10-8 W.m-2.K-4. 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.4R2s = 4,5.1026 Watts où Rs est le rayon du soleil (700 000 km).

1-3 Calcul de la constante solaire (intensité solaire moyenne réellement disponible au sommet de l’atmosphère) : La puissance totale P rayonnée par la surface totale S du soleil, dans toutes les directions de l ’espace, est donc égale à: 4,5.1026 Watts. Mais l’intensité du rayonnement qui arrive au sommet de l’atmosphère terrestre est beaucoup plus faible.

1 m2 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, 1 m2 de sorte que la puissance traversant chaque mètre carré de ses sphères est divisée par la surface de la sphère considérée.

1 m2 Arrivé au voisinage de l ’orbite terrestre, à la distance R = 150.000.000 de km du soleil, le flux du rayonnement solaire n ’est plus que P/4R2 (W/m2). 1 m2 Le flux qui parvient au sommet de l ’atmosphère terrestre, perpendiculairement à la direction soleil/Terre, est appelée « constante solaire » C . Sa valeur annuelle moyenne est de 1370 W/m2 .

1.4 Calcul du flux solaire intervenant dans le bilan radiatif du système Terre/Atmosphère (C/4) Nous allons maintenant évaluer la puissance solaire reçue au sommet de l’atmosphère (à 600 km d’altitude), en moyenne annuelle, toutes latitudes confondues, par m2 de surface d’atmosphère (celle qui est utilisée pour l’étude du bilan radiatif du système Terre/Atmosphère).

E [Joules] = 1370 x  x R2 x 365 jours x 24 heures x 3600 secondes. L ’ intensité du rayonnement solaire arrivant au sommet de l ’atmosphère,perpendiculairement à la direction Soleil/Terre étant de 1370 W/m2  (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 : E [Joules] = 1370 x  x R2 x 365 jours x 24 heures x 3600 secondes. Au cours d ’une année, cette énergie se répartit, de façon certes très inégale, à la surface S = 4  R2 de la sphère de rayon R. Donc, en moyenne annuelle, toutes latitudes confondues, l’énergie 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

Fin de l’annexe 1

Bilan radiatif et effet de serre Annexe 2 Bilan radiatif et effet de serre

Nous venons d’indiquer que, de façon globale, la température moyenne du sol et celle de l’atmosphère terrestre restent sensiblement constantes dans le temps. Voyons plus précisément comment s’établit le bilan radiatif et comment, grâce à la convection et à la formation des nuages précipitants, l’excédent d’énergie radiative reçue au sol est transféré vers une atmosphère en déficit radiatif.

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

180 W par m2 parviennent donc à la surface du sol, 180 … qui en réfléchit 20 W par m2 . 20 Seuls 160 W.m-2 sont finalement absorbés par le sol et les océans. 160

220 20 370 330 390 20 W.m-2 traversent directement l’atmosphère 20 W.m-2 traversent directement l’atmosphère et s'échappent vers l'espace. 220 20 220 watts par m2 sont réémis vers l’espace et 330 vers le sol. (fenêtre atmosphérique pour les longueurs d’ondes de 8 à 13 micromètres). Les nuages… … et l'atmosphère absorbent 370 W par m2 de ce rayonnement. 370 330 390 Pour une température moyenne de 15°, la surface de la terre émet un flux infrarouge de 390 W.m-2 .

BILAN RADIATIF du système Terre/atmosphère (au sommet de l’atmosphère) 80 340 20 370 330 220 Espace Atmosphère et nuages Sol 160 390 330 Globalement, vues de l ’espace, la terre et son atmosphère sont en équilibre radiatif, puisque les 240 Watts par m2 de rayonnement solaire réellement disponibles pour l’atmosphère et le sol sont égaux au flux infrarouge sortant.

Il n ’est donc pas en équilibre radiatif. BILAN RADIATIF AU SOL 340 80 20 20 220 Espace 220 80 370 80 330 Atmosphère et nuages Sol 160 330 390 Au total, le sol absorbe 160 + 330 = 490 W.m-2 et n’en 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).

BILAN RADIATIF DE l ’ATMOSPHERE ET DES NUAGES L’atmosphère 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 220 + 330 = 550 W.m-2, soit un déficit de 100 W.m-2. 340 80 20 20 220 Espace 330 220 80 370 Atmosphère et nuages Sol 160 390 330 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 l’atmosphère.

LES PROCESSUS COMPENSATEURS L’excès d ’énergie radiative au sol est utilisée : 1- pour évaporer les eaux de surface : 80 W.m-2, 340 80 20 20 220 220 80 370 330 160 20 80 390 330 Sol 2- pour chauffer l ’air au contact du sol (chaleur sensible et convection sans précipitations): 20 W.m-2. Le sol reçoit 160 + 330 = 490 w.m-2 . Il émet 390 w.m-2 et perd 100 W.m-2. Le bilan est équilibré.

Pour l ’atmosphère et les nuages, qui émettent 330 +220 = 550 W Pour l ’atmosphère et les nuages, qui émettent 330 +220 = 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, 340 80 20 20 220 330 220 80 370 20 80 Sol 160 20 80 390 330 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.

L’ effet de Serre « Naturel » En l’absence d’atmosphère (et en admettant encore un albédo de 30 %), la surface terrestre recevrait 240 W.m-2 et émettrait en retour 240 W.m-2. Sa température d’équilibre radiatif serait de 255 K , soit: -18 °C. Avec l’atmosphère, le sol rayonne 390 W.m-2, correspondant à une température de surface de 288 K, soit de 15 °C. Atmosphère et nuages 100 160 390 370 80 Sol 240 330 20 220 15 °C (Fenêtre atmosphérique) 240 Sol -18 °C L’énergie radiative supplémentaire (390-240 W.m-2 ) apportée au sol par l’atmosphère est ce que l’on appelle « l ’effet de serre atmosphérique naturel ». D Cruette

L’effet de Serre « Naturel » Par définition, sa valeur est égale à la différence entre - le rayonnement infrarouge émis au sol : 390 W.m-2 , - et celui émis au sommet de l’atmosphère: 240 W.m-2. soit: 150 W.m-2 100 370 80 Atmosphère et nuages Sol 160 240 (Fenêtre atmosphérique) 390 330 20 220 15 °C .D Cruette

La vapeur d’eau est le principal constituant à « effet de serre ». Principaux constituants atmosphériques responsables de l’effet de serre Une augmentation de la concentration de certains de ces constituants, particulièrement de ceux qui réduiraient la « transparence » de la fenêtre atmosphérique (CO2, CH4, O3, etc.), devrait logiquement entraîner une augmentation de l’effet de serre. La vapeur d’eau est le principal constituant à « effet de serre ».

Fin de l’annexe 2