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Énergie solaire et climat

 

En résumé

Le bilan radiatif terrestre est la différence entre l’énergie reçue par la Terre (rayonnement solaire incident) et l’énergie renvoyée (rayonnement solaire réfléchi + rayonnement terrestre infrarouge).

Du fait de la sphéricité de la Terre, à l’équateur, l’énergie incidente au m2 est plus élevée qu’aux pôles. Cette inégalité du bilan énergétique explique en partie la répartition zonale des températures à la surface de la Terre et donc la répartition des climats selon la latitude : chauds en zones intertropicales, froids en zones polaires, intermédiaires entre les deux.

Les mouvements de l’atmosphère et de l’hydrosphère portent la chaleur des basses latitudes (=équateur) vers les hautes latitudes (=pôles) et le froid des zones polaires vers la zone intertropicale.

S’ajoute à cela un transfert d’énergie longitudinal dû à l’effet Coriolis (lié à la rotation de la Terre sur elle-même).

 

Mots clés :

Orbite terrestre et paramètres orbitaux ; périhélie, aphélie, excentricité, obliquité, précession des équinoxes ; contrastes saisonniers ; fluctuations climatiques,

 

 

 

I.           Introduction

Comment des changements de l'orbite de la terre (paramètres de Milankovitch)
peuvent-ils causer des changements dans la distribution saisonnière du rayonnement solaire, stimulateur des variations climatiques ?

 

Introduction

Les climats sont avant tout contrôles par la position de la Terre par rapport au Soleil.

De cette position découle la quantité́ d’insolation reçue sur Terre qui est alors fonction de la latitude.

Les vents, comme les courants marins, interviennent comme des « modulateurs » de ces climats.
A l’échelle de l’année, les contrastes saisonniers observés sont donc directement liés à l’inclinaison de l’axe de rotation de la Terre par rapport au plan de l’écliptique.

 

Figure. Variation de température lors du quaternaire

 

 

Mais sur plusieurs années, on observe sur le document précèdent des moments de réchauffement et de refroidissement glaciaire, cyclique, de fréquence donnée de glaciation

 

 

II.          Les Caractéristiques de l’orbite de la Terre

Selon la 1ère loi de Kepler : L’orbite de la Terre est une ellipse dont le Soleil occupe l’un des foyers

 

 

L’Aphélie est la position la plus éloignée du Soleil

La Périhélie est la distance la plus faible par rapport au Soleil.

Attention : si le 3 janvier correspond à l’hiver dans l’Hémisphère Nord, c’est l’été dans l’Hémisphère sud et inversement.

 

 

 

La 2e loi de Kepler :

Les planètes balaient des aires égales en des temps égaux.

 

A.     La théorie de Milankovitch

 

(Ou théorie astronomique des changements climatiques)

Adhémar (1842) et Croll (1875) sont les précurseurs de la théorie astronomique du climat, mais c’est l'astronome serbe Milutin Milankovitch, dans les années 1920, qui a le premier formalisé, par ses calculs, des variations de l’insolation en fonction du temps.
Cette théorie astronomique du climat concerne à l’origine les périodes glaciaires récentes.

Milankovitch détermine que les glaciations se déclenchent en périhélie. Paradoxal ! - saisons « froides » courtes, peu rigoureuse, - périodes « chaudes » longues et fraîches. Les contrastes saisonniers sont moins grands, boucle de rétroaction positive albédo fort => glaciation

Aux hautes latitudes, la neige accumulée pendant les hivers ne peut fondre complètement pendant les étés et s’accumule pour se transformer progressivement en glace par compaction.

 Réfléchit plus le rayonnement solaire (albédo plus fort)
 diminuer l’énergie lumineuse totale reçue chaque année : le froid s’installe et la glaciation s’amorce.

 

B.     L’influence de la position des continents

Hémisphère Nord : majorité́ des surfaces continentales lieux privilégiés pour l’accumulation des glaces

D’après la théorie astronomique, le climat est commandé par l’insolation reçue l’été aux hautes latitudes (60°) de l’hémisphère Nord.

La répartition actuelle des continents n’est pas une constante dans les temps géologiques => dérive des continents

 

Modifications paléogéographiques

Influence sur le climat

Répartition des masses continentales =>

Modification du bilan radiatif

Formation de reliefs =>

Modification des circulations atmosphériques

Évolution des océans =>

Modification des circulations océaniques

 

 

La théorie de Milankovitch explique les changements des climats en relation avec des changements de l'orbite de la terre autour du soleil.

Il existe naturellement des changements lents de l'orbite de la terre dus aux interactions avec les autres planètes du système solaire.

Il y a 3 composantes principales qui expliquent la variabilité orbitale de la Terre :

 

Excentricité / Inclinaison / Précession

 

Les variations d’intensité de l’insolation, latitudinales et saisonnières, sont sous le contrôle de 3 paramètres orbitaux de la Terre :

 

Paramètre

Description

Périodicité

Excentricité

Modification de la forme de l’écliptique

100 000 ans

Obliquité

Angle entre l’axe de rotation de la Terre, qui est toujours incliné et le plan de l’écliptique

41 000 ans

Précession des équinoxes

Cône que décrit l’axe de rotation de la Terre (comme une toupie) dû à l’attraction des astres

21 700 ans

 

 

 

C.    L’excentricité de l’orbite terrestre

C’est la modification de la forme de l’écliptique

 

 

https://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/objets/Images/milankovitch/MILANmilankovitch-excentricite.swf

 

 

 

 

D.    L’obliquité de l’orbite terrestre :

C’est une variation de l’angle d’inclinaison de l’axe de rotation comprise entre 22°02’ à 24°

Quel effet sur l’insolation ?

 

 

https://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/objets/Images/milankovitch/MILANmilankovitch-inclinaison.swf

 

 

 

E.     La précession des équinoxes :

Cône que décrit l’axe de rotation de la Terre (comme une toupie) dû à l’attraction des astres

 

 

https://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/objets/Images/milankovitch/MILANmilankovitch-precession.swf

 

 

Excentricité-Inclinaison-Précession compilées sur un même schéma

 

 

 

 

Paramètres de Milankovitch et périodicité

 

 

 

Figure. Variations de l'excentricité (E), de l'inclinaison (T) et de la précession (P) sur les 800 000 dernières années, d'après les travaux de Berger en 1978

 

 

Bilan :

 

Les paramètres orbitaux de la Terre varient dans le temps et dans l’espace.

Les variations d’intensité de l’insolation, latitudinales et saisonnières, sont sous le contrôle de 3 paramètres orbitaux de la Terre dont les amplitudes varient de manière périodique.

L’excentricité a peu d’impact agit seule.

L’obliquité est centrale pour faire des étés plus ou moins chaud

La précession a une influence sur les glaciations.

 

Paramètre

Description

Amplitude

Périodicité

Effet sur le climat

Excentricité

Modification de la forme de l’écliptique

Elle varie de 0 – quand l’écliptique est un cercle, à 7% max. (ellipse) Actuel = 1,67%

100 000 ans

Peu d’impact quand est prise seule
Joue sur la durée des saisons

Obliquité

Angle entre l’axe de rotation de la Terre et le plan de l’écliptique

Actuel = 23°25’ Variation d’amplitude de +/- 1°30’

41 000 ans

Quand l’angle est maximum, saisons et climats sont contrastés

Précession des équinoxes

Cône que décrit l’axe de rotation de la Terre dû à l’attraction des astres

On parle plutôt de position angulaire sur l’écliptique par rapport aux Etoiles

21 700 ans

Rôle sur la durée des saisons (surtout quand excentricité est maximale) Influence sur la déglaciation

 

 

 

 

III.         Répartition de l’énergie sur Terre

 

Les 2 paramètres influençant la quantité d’énergie solaire reçue par unité de surface sont :

ð L’inclinaison de l’axe de rotation aura un impact sur la variation d’énergie arrivant au sol à un endroit au cours de l’année ;

ð La latitude : la répartition en latitude des climats est liée à la sphéricité de la Terre

 

 

A.     Effet de la variation de l’inclinaison de l’axe de rotation sur la répartition de l’énergie terrestre

 

La terre tourne sur elle-même en une journée à la vitesse de 1600km/h autour d'un axe qui n'est pas perpendiculaire à l'écliptique (=le plan de l'orbite terrestre)

On appelle obliquité l'inclinaison de l'axe de rotation terrestre par rapport à une perpendiculaire à son plan orbital c’est-à-dire à l’écliptique.

C’est bien le déplacement de la planète sur son orbite à la vitesse de 30km/s selon un axe incliné qui ne presque varie pas au cours de ce trajet qui est à l’origine de la succession des saisons pour une latitude donnée.

 

 

 

 

Variation de l’obliquité

ð Cause : elle est due aux interactions gravitationnelles que la Terre subit de la part des planètes.

ð Actuellement, la Terre possède une obliquité de 23° 26' 13,490" (ou 23,4370805844°), ce qui correspond à une valeur moyenne entre les deux extrêmes (22.1° et 24.5°)

Remarque : cette variation est faible par rapport à la variation de l'obliquité martienne qui varie entre 14.9° et 35.5°.

ð L'obliquité est dans une phase descendante et atteindra son minimum dans environ 10 000 ans.

 

 

Schéma montrant les variations minimales et maximales de l’obliquité

 

 

 

 

 

 

 

Graphiques montrant l’impact de la variation de l’obliquité sur l’insolation

 

On remarque que quand l’insolation aux pôles augmente, l’insolation à l’équateur diminue.

 

Périodicité de la variation

 Analyse spectrale

C’est l’ensemble des méthodes que l'on utilise pour mettre en évidence les composantes périodiques (c'est à dire obéissant à des cycles) présentes dans une courbe.

Elle permet d'éliminer les bruits qui perturbent la lecture du signal (climatique, par exemple) dont témoigne une courbe, et de distinguer les différents éléments qui interfèrent dans la composition de ce signal.

La transformation de Fourier est l'une des méthodes utilisées fréquemment en analyse spectrale.

 

 

 

Elle permet de reconnaitre toutes les composantes périodiques (CP) présentes dans une courbe.

A et B sont caractérisées chacune par une composante périodique de fréquence différente mais de même amplitude.

La courbe C, qui résulte de la combinaison de deux cycles différents, est caractérisée par deux composantes périodiques.

(D’après A. Foucault, 1993, modifié).

 

 

L’analyse spectrale montre une périodicité voisine de 41 000 ans pour l’obliquité

 

Lien entre l’obliquité et l’insolation annuelle

 

Graphiques montrant l’impact de la variation de l’obliquité sur l’insolation

 

 

On peut même calculer un % de variation d’insolation aux pôles entre le moment où l’obliquité est maximale et le moment où elle est maximale : 14% pour le quaternaire.

On remarque qu’aux pôles, les variations de l'insolation en moyenne annuelle sont en phase avec l'obliquité (=les courbes s’emboitent) ; à l’équateur elles sont en opposition de phase.

 

Aux hautes latitudes, l'impact sur l'insolation n'est pas négligeable.

 

 

https://osur.univ-rennes1.fr/news/cyclostratigraphie-et-astrochronologie-comment-marier-les-deux.html

 

 

Quand l’inclinaison est plus forte (proche de 24°), les étés sont plus chauds et les hivers plus froids.

Quand l’inclinaison est plus faible (proche de 22°), les saisons sont moins tranchées au niveau des températures, les étés sont plus froids et les hivers plus chauds.

 

 

 

B.     Effet de la latitude sur la répartition de l’énergie terrestre

 

La latitude est une coordonnée géographique représentée par une valeur angulaire, expression de la position d'un point sur Terre, au nord ou au sud de l‘équateur qui est le plan de référence.

Lorsqu'ils sont reliés entre eux, tous les endroits de la Terre ayant une même latitude, forment un cercle dont le plan est parallèle à celui de l'équateur, d'où l'autre terme « parallèle » permettant de nommer une latitude.

On parle de haute (pôles) et de basse latitude (équateur), que ce soit pour le Nord ou pour le Sud.

 

 

 

 

 

 

Variation latitudinale de l’insolation

Exercice :

Deux modèles : un globe terrestre et un planisphère éclairé à trois latitudes différentes par un faisceau de lumière.
Ce faisceau a la même intensité pour chacune des trois latitudes éclairées et pour chacun des deux modèles réalisés.

Comment pourrait-on présenter l’intérêt comparatif d’une modélisation appropriée pour expliquer l’inégale répartition de l’énergie solaire à la surface de la Terre.

 

Photo du dispositif expérimental

 

 

 

 

Photos montrant un disque de lumière de même diamètre projeté sur le globe terrestre et sur un planisphère

 

Sur le globe, on remarque que la surface augmente lorsque le faisceau se rapproche des pôles ce qui signifie que la quantité d’énergie par m2 diminue.

En revanche, sur le planisphère, le faisceau de lumière a la même surface.

 

Angles d’incidence

L’incidence solaire (i) est l’angle que forme le rayonnement solaire avec le plan de l’horizon en un lieu donné

La quantité d’énergie reçue en ce lieu est proportionnelle à l’incidence solaire.

 

Le faisceau lumineux a la même intensité dans les deux modèles :
seule la sphéricité de la Terre varie.

 

Sphéricité est la seule responsable de la variation latitudinale d’insolation

 

 

 

 

Dans le modèle « planisphère » l’angle d’incidence des rayons solaires est constant quelle que soit la latitude : la surface éclairée et la quantité d’énergie reçue par unité de surface ne varient pas avec la latitude.

Dans le modèle « globe terrestre » quand la latitude augmente, l’angle d’incidence des rayons solaires sur la surface diminue.

Cela induit une augmentation de la surface éclairée et, de ce fait, une diminution de la quantité d’énergie reçue par unité de surface.

 

Ce modèle permet donc de conclure que la sphéricité de la Terre est bien responsable de l’inégale répartition de l’énergie solaire à la surface du globe.

 

IV.        Les saisons hémisphériques

 

 

 

 

A.     Déclinaison solaire :

 

La déclinaison solaire (d) correspond à l’angle que forme la direction Terre- Soleil par rapport au plan de l’équateur terrestre. (Voir ci-dessous)

Elle est due à l’inclinaison de l’axe des pôles terrestres par rapport au plan écliptique

 

 

Formule de Cooper pour la calculer :

 

J correspond au jour de l'année (de 1 à 366)

ð Valeur positive dans l’hémisphère nord, négative dans l’hémisphère sud

 

http://www.pecheurdetoiles.com/IMG/pdf/calcul_de_la_declinaison_du_soleil-5.pdf

 

 

Schéma représentant le mouvement apparent du Soleil pour un observateur situé sur Terre.

! Attention aux confusions !

 

 

 

 

Graphique de la variation de la déclinaison en fonction du mois

 

A quoi correspondent les solstices et les équinoxes ?  

Solstice : Jour où la déclinaison du soleil est maximale
(i.e. la plus grande différence entre la durée du jour et celle de la nuit)

 

 

 

 

 

Durée du jour au solstice d’été

Vue de l’étoile polaire (étoile dans le prolongement de l’axe de rotation de la Terre, au-dessus du pôle nord), la Terre tourne dans un sens antihoraire.

Pour un observateur situé sur Terre, le Soleil se lève à l’est et se couche à l’ouest. Alors au solstice d’été, la durée du jour est maximale dans l’hémisphère nord

 

 

 

 

 

 

B.     Saisons et position du Soleil :

 

 

 

Soleil plus haut dans le ciel en été, plus bas sur l’horizon en hiver.

 

Solstice d’été

Inclinaison responsable de la variation de durée du jour et de la variation d’angle d’incidence des rayons.

L’ensemble de ces deux paramètres explique l’existence des saisons.

 

Au pôle Nord, le Soleil ne couche jamais !

 

 

 

 

 

Solstice d’hiver

Au solstice d’hiver, la durée du jour est minimale dans l’hémisphère nord.

 

 

 

→ L’Inclinaison responsable de la variation de durée du jour et de la variation saisonnière d’insolation du fait de l’angle d’incidence des rayons du Soleil.

 

A quoi correspondent les solstices et les équinoxes ?

Solstice : Jour où la déclinaison du soleil est maximale

(I.e. la plus grande différence entre la durée du jour et celle de la nuit)

ð Solstice d’été : 21 juin – (à Paris environ 16 h de jour – 8 h de nuit) : début de l’été

ð Solstice d’hiver : 21 décembre (8h de jour – 16h de nuit) : début de l’hiver.

Remarque : Ces dates sont données pour l’hémisphère nord.

Lorsqu’on considère la Terre entière face au Soleil, il convient de dire : « solstice de juin » (solstice d’hiver dans l’hémisphère sud) et « solstice de décembre » (solstice d’été dans l’hémisphère sud).

 

A quoi correspondent les solstices et les équinoxes ?

Équinoxe = Jour où la déclinaison du soleil est nulle (i.e. égalité́ du jour et de la nuit - 12 heures).

La position apparente du Soleil est située sur l'équateur céleste

NB : même remarque que précédemment.

 

 

Remarque : l’inclinaison de l’axe de rotation de la Terre est toujours la même mais les rayons incidents ont l’air perpendiculaire à l’équateur.

 

ð Par conséquent, à l’équinoxe, la durée du jour et de la nuit sont égales partout sur Terre

 

 

Équinoxe :

Durée du jour et de la nuit égale partout sur Terre Soleil à la verticale de l’équateur

A quoi correspondent les solstices et les équinoxes ?

Équinoxe = Jour où la déclinaison du soleil est nulle

(I.e. égalité du jour et de la nuit - 12 heures).

La position apparente du Soleil est située sur l'équateur céleste

Le 21 mars - équinoxe de printemps : début du printemps Le 22 septembre - équinoxe d’automne : début de l’automne

 

Replacer solstices et équinoxes sur le graphe ci-dessous et comparer l’évolution annuelle de l’ensoleillement entre l’hémisphère austral et boréal

 

 

Répartition latitudinale et annuelle de l’insolation terrestre (cal/cm2/jour)

  • Pour une saison donnée, l’hémisphère austral reçoit plus d’énergie que l’hémisphère boréal.
  • Ceci est particulièrement visible aux hautes latitudes, pendant l’été.
  • En décembre, la région polaire australe reçoit plus de 1100 cal/cm2/jour alors qu’en juillet la région polaire boréale en reçoit autour de 1000 cal/cm2/jour.

 

La distance Terre-Soleil est-elle responsable des saisons ? Non.

 

Connaissant les paramètres de la trajectoire elliptique de la Terre autour du soleil :

ð Calculer la distance Terre-Soleil lorsque la Terre passe à l’aphélie (distance Terre-Soleil maximale)

ð Calculer la distance Terre-Soleil lorsque la Terre passe au périhélie (distance Terre-Soleil minimale)

 

Remarque : Aphélie et périhélie sont deux noms masculins.

 

Données :

ð 1⁄2 Grand axe de l’ellipse : a=149.6*106 km

ð Excentricité de l’ellipse : e= 0.017

 

L’excentricité est un paramètre réel positif caractéristique d'une courbe conique. Elle est en général notée e.
En fonction des valeurs de e on obtient pour :

ð e = 0, un cercle

ð 0 < e < 1, une ellipse

ð e = 1, une parabole

ð e > 1, une hyperbole

 

 

 

Soit
e = excentricité
Ra = distance Terre – Soleil lors de l’aphélie

Rp = distance Terre – Soleil du périhélie

 

 

 

e = (Ra-Rp)/(Ra+Rp) = d/a

 

Connaissant e et a, on peut calculer la valeur de d = 2,54.106 km

Lors du périhélie : Rp = a – d = 147,06.106 km
Lors de l’aphélie : Ra = a + d = 152,14.106 km

 

Comment peut-on expliquer l’asymétrie d’énergie reçue entre les deux hémisphères précédemment observés ?

Rotation de la terre autour du soleil en 365 jours : 4 positions privilégiées de son orbite (solstices et équinoxes)

 Le périhélie est atteint vers fin décembre, lors de l’été austral, d’où une plus forte insolation que lors de l’été boréal, qui lui a lieu au moment de l’aphélie.

 La distance Terre-Soleil a une action sur la quantité d’énergie reçue mais elle n’est pas responsable des saisons : c’est l’inclinaison de l’angle de rotation de la Terre qui est responsable des saisons.

 

 

 

Angles d’incidence et longueur du jour :
A partir de la déclinaison on peut calculer l’incidence solaire en tout point du

Globe

L’incidence solaire (i) est l’angle que forme le rayonnement solaire avec le plan de l’horizon en un lieu donné

La quantité́ d’énergie reçue en ce lieu est proportionnelle à l’incidence solaire.

 

 

 

 

 

ð Plus l’incidence solaire (i) est grande (angle important), plus l’énergie reçue augmente

ð Dans la zone intertropicale le soleil est au zénith au moins une fois dans l’année à toutes les latitudes, deux fois à l’équateur (équinoxes de printemps et d’automne)

ð Le soleil est au zénith lorsque l’incidence solaire forme un angle de 90° par rapport à l’horizon

 

Pourquoi fait-il plus chaud en été qu’en hiver ?

Il fait plus chaud en été pour deux raisons :

ð Au printemps et en été le jour est plus long : la durée de l’ensoleillement est plus grande. Le sol reçoit donc davantage d’énergie ; Lorsque les rayons frappent le sol avec un angle plus grand, l’énergie apportée au sol est plus importante. Plus la hauteur du Soleil est proche de 90°, plus l’énergie apportée par un faisceau de rayons solaires est répartie sur une plus petite surface. L’énergie reçue par unité́ de surface est alors plus importante.

 

 

 

 

 

 

 

Remarque importante : en termes de mouvement apparent et d’énergie reçue par le sol il n’y a strictement aucune différence entre ce qui se passe le 29 mars (8 jours après le 21 mars) et le 14 septembre (8 jours avant le 22 septembre), pourtant il fait généralement plus chaud le 13 septembre.

C’est un phénomène d’inertie : en mars les masses d’air, les océans et le sol ont été refroidis à l’automne et en hiver, tandis qu’en septembre tout le système vient d’être réchauffé́.

C’est ce phénomène qui rend le climat océanique plus modéré.

 

La durée du jour et l’inclinaison des rayons font varier l’insolation

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Conséquence sur la quantité d’énergie reçue :

 

 

 

Au pôle le rayonnement solaire perd plus d’énergie et chauffe moins le sol qu’à l’équateur

 

 

 

Une même surface de sol reçoit plus d’énergie à l’équateur qu’aux pôles et est donc plus chauffée

~> Maximum dans la région intertropicale (incidence subverticale)

~> Minimum aux pôles (incidence rasante)

 

En résumé :

Les paramètres astronomiques influencent le climat terrestre de façon cyclique, leurs périodes variant au cours des temps géologiques.

Conséquences : les variations climatiques se traduisent au niveau géologique par des variations des taux d’érosion, de transport particulaire vers les bassins et de production primaire dans les océans

 

L’orbite de la Terre est une ellipse dont le Soleil occupe l’un des foyers.
Les planètes balaient des aires égales en des temps égaux
La sphéricité́ de la Terre est responsable des variations latitudinales d’insolation

L’inclinaison de l’axe de rotation de la Terre est responsable de la variation de la durée du jour et de l’angle d’incidence des rayons solaires => ceci engendre une variation saisonnière d’insolation, responsable des saisons.

 

Solstice d’été (21 juin): durée du jour maximale dans l’hémisphère N, Soleil à la verticale du tropique du Cancer (23°27’S).

Solstice d’hiver (21 décembre) : durée du jour minimale dans l’hémisphère N, Soleil à la verticale du tropique du Capricorne (23°27’S).

Équinoxe (21 mars et 21 septembre) : durée du jour et de la nuit égale partout sur Terre, Soleil à la verticale de l’équateur.

 

 

V.          Ceintures climatiques

 

 

 

Zone polaire constamment froide

ð Absence d’été thermique (pas de mois dont Tmoyenne mensuelle > 10°C)

 

Zone tropicale constamment chaude

ð Absence d’hiver thermique (pas de mois dont Tmoyenne mensuelle < 16°C)

 

Zone intermédiaire = climats « tempérés »

ð Alternance thermique hiver/été au cours de l’année

 

 

 

Par conséquents, on observe de grands types de climats à la surface de la planète.  

 

VI.        Répartition de l’énergie sur Terre

Bilan énergétique en tout point du globe terrestre (différence entre le rayonnement solaire absorbé et le rayonnement réémis par la Terre), en Watt par mètre carré.

 

 

 

Les ronds rouges correspondent à un bilan positif tandis que les ronds bleus correspondent à un bilan négatif

En raison de la variation d’incidence du rayonnement solaire avec la latitude, le bilan énergétique de la Terre n’est pas équilibré en tout point du globe : la différence entre le flux solaire absorbé et le rayonnement infrarouge réémis par la Terre dans l’espace est positive ou négative – et localement elle peut être nulle.

 

Identifier les zones excédentaires et les zones déficitaires en énergie solaire reçue par rapport au rayonnement infrarouge émis par la Terre.

 

 

Pôles : émettent plus d’énergie qu’ils n’en reçoivent (PERTE)

Zone intertropicale : reçoit plus d’énergie qu’elle n’en émet (ACCUMULATION)

 

Les enveloppes fluides reçoivent et absorbent plus d’énergie à l’équateur qu’aux pôles

 

Moyenne annuelle et longitudinale du flux d’énergie radiative au sommet de l’atmosphère évalué́ par observations satellitaires

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Variation saisonnière des flux au sommet de l’atmosphère

 

 

 

On retrouve la même chose avec le pôle Sud qui reçoit plus d’énergie.

 

Ces deux représentations doivent tout de suite vous faire penser à un lien avec l’excédent ou le déficit d’énergie, il faut arriver à lire les points. Par conséquents, l’énergie qui reste sur Terre va pouvoir se répartir sur toute la surface du globe.

 

Quelle conséquence cela a-t-il sur la distribution des températures de surface du globe ?

L’inégalité de la répartition de l’énergie solaire engendre des variations de température en fonction de la latitude.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Répartition spatiale de la température moyenne de surface de l'océan mondial.

 

 

La couleur rouge indique une température supérieure à 29°C, la couleur violette, une température inferieure à 18°C.

 

Comment peut-on rééquilibrer cette différence très forte de distribution de chaleur à al surface des océans ?

Par une mise en mouvement des deux enveloppes fluides : Atmosphère + Hydrosphère

 

 

VII.       Redistribution méridienne de la chaleur

 

Les tropiques ne s’échauffent pas indéfiniment et les pôles ne deviennent pas de plus en plus froid

 

Par conséquent, il y a un transport d’énergie assuré par les enveloppes fluides :

ð Aux basses latitudes : l’Océan (40%)

ð Moyennes & hautes latitudes : l’Atmosphère (60%)

 

 

 

 

 

 

 

 

A.      La circulation atmosphérique

 

 

 

Mouvements : traduisent des différences de pression

Mouvements : traduisent des différences de densités et/ou de températures

 

La combinaison de ces mouvements troposphériques donne naissance à des "cellules de circulation atmosphériques" qui assurent les transferts de chaleur et de vapeur d'eau.

 

L’atmosphère terrestre est une enveloppe gazeuse qui transporte et dissipe l’énergie solaires qui arrive inégalement à la surface de la Terre.
Les interactions avec l’hydrosphère (et plus particulièrement avec l’océan) permettent le transfert de cette énergie de l’équateur aux pôles et forme alors un système dynamique qui joue un rôle important dans la définition et la régulation du climat.

Ces deux enveloppes fluides ont aussi une grande importance lors des processus d’altération.

La circulation atmosphérique est un phénomène complexe obéit à des lois physiques
qui dépendent essentiellement des gradients de pression engendrés par des déséquilibres thermiques latitudinaux.

Ces déséquilibres énergétiques sont liés à l’intensité́ de l’insolation et du pourcentage d’absorption du rayonnement solaire à la surface de la terre en fonction de l’inclinaison de l’axe de rotation par rapport à l’écliptique.

Globalement il en résulte une opposition entre les zones équatoriales et les zones polaires en passant d’un bilan radiatif excédentaire à un bilan déficitaire.

Ce déséquilibre est à l’origine des circulations atmosphériques s’exprime par la mise en mouvement des masses d’air sous la forme des vents en permettant le transfert de l’excèdent énergétique des régions de basses latitudes vers celles de hautes latitudes.

 

 

Les vents correspondent à un mouvement horizontal de l’air qui tend à éliminer la différence de pression qui existe entre deux régions.
Ainsi, si la Terre entait immobile et sa surface parfaitement lisse, des vents violents formeraient une simple et unique cellule convective de l’équateur vers les pôles (modèle de Hadley, 1735).

 

Mais comme la Terre est en rotation, la force de Coriolis dévie la direction initiale des vents (vents géostrophiques) et complique le système de circulation en fragmentant la cellule de convection unique.

ð Il en résulte une zonation latitudinale hautes et basses pressions responsables des caractéristiques des différentes zones climatiques.

ð Aux basses latitudes nord et sud les cellules de Hadley sont initiées, au niveau de l’équateur, par les remontées d’air (réchauffées par l’ensoleillement important) très chargées en vapeur d’eau.
Une fois asséchées et refroidies en altitude, les masses d’air retombent au niveau des zones tropicales, créant une zone de hautes pressions anticycloniques.

ð Aux hautes latitudes l’ensoleillement est plus faibles les cellules polaires sont liées à la descente des masses d’air, due au refroidissement en altitude, en créant une zone de basses pressions dépressionnaire.

Cette différence dans l’initiation du mouvement convectif de ces cellules explique la variation d’altitude de la tropopause (limite supérieure de la troposphère) entre les zones équatoriales et polaires

 

 

Détail de la circulation générée atmosphérique et des systèmes de vents

Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT)

 

 

ð Aux latitudes moyennes existe une cellule intermédiaire plus complexe : la cellule de Ferrel séparée de la cellule polaire par une zone de très fort contraste thermique entre les masses d’air : le front polaire.

 

L’affrontement des masses d’air chaud méridionales et des masses d’air froid polaire provoque une diminution d’altitude de la tropopause créant ainsi un très fort gradient de pression qui engendre des vents d’ouest violents ; les « jet Stream » qui peuvent atteindre des vitesses dépassant 400 km/h.

 

 

Sans une redistribution de l’énergie thermique par les circulations atmosphériques et océaniques
le climat terrestre serait beaucoup plus contrasté avec des variations saisonnières et géographiques plus importantes.

Le climat terrestre, malgré ces circulations atmosphériques convectives, reste globalement dissymétrique du fait d’une répartition hétérogènes des continents et des océans dans les deux hémisphères.

On a un sens giratoire opposé entre les deux hémisphères.

 

 

B.      Circulation océanique

Les "masses d'eau" superficielles dont le mouvement est induit et entretenu par les vents qui agitent la troposphère.

 

 

Comme l’atmosphère, l’océan est une masse fluide en perpétuel mouvement constitue un système dynamique parcouru par des courants créés par deux moteurs essentiels :

ð La densité (en relation avec la température et la salinité́ des eaux)

ð Et l’action des vents.

Les différents mouvements des eaux (verticaux ou horizontaux) qui en résultent sont modifiés par la force de Coriolis.

 

 

Les "masses d'eau" profondes dont les mouvements, essentiellement méridiens, résultent de différences de densités dues à des différences de températures et de salinités.

 

La circulation de surface

Les courants de surface des océans sont de larges et lents déplacements des eaux de surface mis en mouvements par les vents.
Ces vents qui soufflent à la surface des eaux océaniques les entrainent lentement, créant un courant dont la largeur est voisine de celle de la masse d’air qui les initialise, mais dont la profondeur excède rarement 50 à 100 mètres.
La source d’énergie de ces mouvements d’eau est le Soleil, qui en réchauffant la Terre de façon inégale crée les vents.
C’est pourquoi la circulation de surface des océans résulte de l’interaction de plusieurs phénomènes :

ð Les radiations du Soleil fournissent de l’énergie à l’atmosphère ;

ð L’ensoleillement inégal à la surface de la Terre est à l’origine des vents ;

ð Les vents entretiennent les courants de surface

 

Spirale et transport d’Ekman

 

 

ð Couplage mécanique atmosphère-océan : le vent entraine l’eau (transfert d’énergie par forces de friction)

ð Mise en mouvement de l’océan superficiel par l’atmosphère

ð On a donc un transport net dit transport d’Ekman à 90° par rapport au vent.

 

Cependant, les courants de surface ne sont pas directement reliés aux vents mais sont, en général, déviés de 20 à 45°C par rapport à la direction initiale du vent.
En profondeur, l’eau est aussi entraînée par friction, mais la vitesse du courant ainsi créé décroit de façon exponentielle.

 

 

Ainsi, le transport moyen (transport d’Ekman) dans la couche de l’océan soumise à l’action du vent est perpendiculaire à la direction initiale du vent.

 

Force de Coriolis – Les principaux courants de surface

Force fictive agissant perpendiculairement à la direction du mouvement d’un corps en déplacement dans un référentiel (Terre) lui-même en rotation

 

 

 

 

 

ð Force maximale aux pôles, nulle à l’équateur → Proportionnelle à la masse et à la vitesse

Ω : vitesse angulaire (de rotation) à laquelle tourne un disque horizontal (rad/s)
m : masse (kg)

V : vitesse (m/s) l : latitude

http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/force-de-coriolis.xml

 

Chacun de ces grands courants équatoriaux, sous l’influence de la force de Coriolis, voit une partie de ses eaux défléchie et entraînée dans de grands tourbillons océaniques giratoires de plusieurs milliers de kilomètres de diamètre.

Au sein de chaque tourbillon giratoire, il est possible d’identifier des segments :
ainsi, le Gulf Stream est la branche occidentale du tourbillon giratoire de l’Atlantique nord.

 

 

 

 

Les principaux courants de surface

La géométrie des continents à la surface de la Terre modifie quelque peu le schéma théorique de la spirale d’Ekman.
On distingue 5 grands tourbillons giratoires :

ð Deux dans l’océan Pacifique,

ð Deux dans l’océan Atlantique

ð Et un dans l’océan Indien.

Les courants des tourbillons giratoires boréaux (hémisphère Nord) circulent dans le sens horaire ; ceux des tourbillons giratoires austraux (hémisphère Sud) dans le sens inverse.
A partir d’une certaine latitude, ces courants sont soumis aux vents d’ouest et prennent une direction ouest-est : par exemple le Kuroshio se transforme ainsi en courant nord- Pacifique, tandis que l’océan Atlantique le Gulf Stream se transforme en courant nord- Atlantique.

 

 

 

Dans l’hémisphère austral, les courants australiens, du Mozambique et du Brésil, rejoignent le courant circumpolaire antarctique qui s’écoule d’Ouest en Est est sans aucun obstacle.

La force des vents et la puissance de ce courant circumpolaire lui valent les dénominations de « quarantièmes rugissants » et de cinquantièmes hurlants ».

A l’extrémité Sud-Est des tourbillons giratoires austraux, des courants froids remontent le long des façades occidentales des continents : courant de Humboldt sur la côte occidentale de l’Amérique du Sud, courant du Benguela sur la côte occidentale de l’Afrique du Sud, courant ouest-australien sur la côte occidentale de l’Australie.

Et le Gulf Stream, que va-t-il devenir avec le réchauffement climatique ?

 

Schématiquement, des courants chauds qui naissent dans la zone équatoriale transportent de la chaleur vers les hautes latitudes, tandis que des courants froids de hautes latitudes s’écoulent vers le Sud

 

Les déplacements verticaux : upwellings et downwellings

Le mouvement de subsidence des eaux froides de l’Atlantique Nord est compensé par des mouvements de remontée, les upwellings.

La zone intertropicale est le domaine d’une intense évaporation et le siège de dépressions permanentes (le « pot-au-noir »).

Ces deux phénomènes entretiennent des mouvements d’eaux verticaux appelés upwellings.

 

 

 

Les upwellings sont ici locaux et circonscrits.
Au niveau des cellules anticycloniques, on observe au contraire une convergence des masses d’eaux en surface provoquant une descente vers le fond des eaux chaudes appelée downwellings.

Les eaux froides des upwellings sont riches en gaz dissous et en éléments nutritifs (nitrates, phosphates...) ce qui favorise la productivité primaire de l’océan.

 

VIII.     Conclusion :

ð Le bilan radiatif terrestre est la différence entre l’énergie reçue par la Terre (rayonnement solaire incident) et l’énergie renvoyée (rayonnement solaire réfléchi + rayonnement terrestre infrarouge).

ð Cette inégalité du bilan énergétique explique en partie la répartition zonale des températures à la surface de la Terre et donc la répartition des climats selon la latitude : chauds en zones intertropicales, froids en zones polaires

ð Les mouvements de l’atmosphère et de l’hydrosphère portent la chaleur des basses latitudes vers les hautes latitudes et le froid des zones polaires vers la zone intertropicale.

ð S’ajoute à cela un transfert d’énergie longitudinal dû à l’effet Coriolis (lié à la rotation de la Terre).

Ainsi, la Terre répartie à sa surface par l’intermédiaire des océans et des vents l’excédents de chaleur perçue à l’équateur du fait de la sphéricité de la Terre.