1. Généralités

1.1. Différents modes de transfert de chaleur

1.1.1. La conduction

La conduction est un transfert de chaleur de molécules à molécules. A grande échelle ce mode est peu efficace du fait de la mauvaise conductibilité de l’air.

exemples : barre métallique chauffée Þ agitation moléculaire Þ transport de chaleur

: morceau de bois Þ pas d’agitation Þ aucun transport

1.1.2. La convection

mouvement d’ensemble des particules [ petite échelle ]. Les particules surchauffées deviennent moins denses et s’élèvent. En s’élevant elles se refroidissent, deviennent plus pesantes et redescendent. Il y a donc création d’un cycle.

1.1.3. Le rayonnement

A l’échelle planétaire, il ne peut y avoir de conduction ni de convection du fait du vide sidéral. Néanmoins la terre reçoit de la chaleur.

Il existe donc bien un autre mode de transfert de chaleur : le rayonnement.

Rappel :

• La structure physique du rayonnement est ondulatoire.
• Un phénomène ondulatoire est une somme d’ondes élémentaires.
• Ce train d’ondes se propage à la vitesse de la lumière en ligne droite. ( C = 3. 10⁸ m/s )

1.2. Différentes propriétés du rayonnement

1.2.1. Le corps noir.

• Tout corps émet un rayonnement dépendant de la température et la nature de sa surface. [ deux corps ayant la même température mais des surfaces différentes ne rayonneront pas la même quantité d’énergie ].
• Cette émission se fait aux dépens de l’énergie interne du corps et si aucune source d’énergie n’intervient, alors la température de ce corps s’abaisse.
• Un corps recevant un rayonnement en réfléchit [une direction ], diffuse [ toutes directions ] une partie, en transmet une autre partie, enfin en absorbe le reste.

On définit les rapports de chacun des flux F a, F r, F t, au flux incident F i :

a = F a / F i coefficient d’absorption

r = F r / F i coefficient de réflexion

t = F t / F i coefficient de transmission

on a évidemment : 1 = a + r + t

un corps noir est un corps théorique qui a la particularité d’absorber tout le rayonnement incident.

le corps noir appelé encore radiateur intégral ou de Planck est un corps pour lequel a =1 et donc : r = t = 0 ; c’est un absorbeur parfait, donc un corps de référence.

exemples : le soleil est assimilé à un corps noir dont la température de surface est de 6000 k

T k = 273.15 + t°c

1.2.2. Les corps réels.

• Pour les corps réels, il est toujours possible de déterminer a , r , t par calculs, intégrations,.......
• Ces coefficients varient généralement suivant l’incidence et les domaines spectraux considérés.
• on a affaire à des corps sélectifs : le verre : radiations comprises entre 0.4m et 2.8m . Le plâtre neuf réfléchissant pour le rayonnement solaire et absorbant pour le rayonnement IR.

1.2.3. Les corps gris.

• Ils ne sont pas sélectifs dans les domaines du spectre solaire et infrarouge, les coefficients a , r , t sont constants et indépendants de q [ angle d’incidence ]. Les revêtements des thermopiles des radiomètres sont des corps gris[ a » 0.98 ]

1.2. 4. Emissivité du corps noir et des corps réels.

Expérimentalement on vérifie que les corps recouverts de peinture noire mate, de noir de fumée..... sont à la fois meilleurs absorbeurs et meilleurs émetteurs d’énergie que les mêmes corps recouverts de peinture blanche réfléchissante dans les mêmes conditions.

1.2.5. Lois des rayonnements.

A partir du corps théorique noir, les physiciens ont défini un certain nombre de lois.

• Loi de STEPHAN.

E(W) = S(m²) s ( W..m^-2. k^-4) T⁴( k^-4) avec s = 5.67 10^-8 W.m^-2. k^-4

E : puissance émise

S : surface

T : température

s : constante de STEPHAN

• tout corps émet un rayonnement car T ¹ 0 k
• plus un corps est chaud, plus il émet.

• Loi de WIEN

l max ( m ) = b ( m.k ) / T (k) avec b = 2897.10^-6 m. k

• pour un corps donné, donc pour une température donnée, le rayonnement va être porté par une onde particulière parmi l’ensemble d’ondes élémentaires.
• à cette onde particulière correspondra une puissance maximale émise par unité de masse et donc une longueur d’onde l max.
• plus un corps sera chaud, plus la longueur d’ onde porteuse du maximum d’énergie sera petite et inversement. Autrement dit, le maximum d’énergie se déplace vers les courtes longueurs d’ondes aux températures élevées et vers les grandes longueurs d’ondes aux basses températures. Au-dessous d’une certaine température, le rayonnement, tout en continuant d’exister, perd son caractère lumineux.

2. Le rayonnement solaire

2.1. Partie principale du rayonnement solaire.

2.1.1. Avant la limite atmosphérique.

2.1.2. Dans l’atmosphère

Le soleil émet des ondes vers la terre.

On considérera, pour notre étude succincte du sujet, que l’énergie solaire ne subissant aucune modification durant son trajet ( soleil- limite supérieure de l’atmosphère ).

Du fait du vide sidéral, cette approximation est d’ailleurs faible.

On définit la CONSTANTE SOLAIRE C = 1.396 kw.m^-2 , comme la puissance reçue par unité de surface située à la limite supérieure de l’atmosphère et exposée normalement aux rayons.

La puissance reçue va varier avec la distance zénithale du soleil.

• RS = C . cos b avec b /Z = 0 Þ RS max
• RS = C . cos g avec g /Z = p /2 Þ RS = 0
• RS = C . cos a avec 0 < a /Z < p /2 Þ 1.396 > RS > 0
• si l’on ajoute les saisons et l’heure, il faut incliner l’axe pôle nord - pôle sud d’un angle de 23°27 par rapport au plan de l’écliptique.
• en fait le rayonnement solaire reçu à l’équateur varie très peu d’une saison à une autre, à cette latitude le soleil n’est jamais éloigné de plus de 23°30 du zénith à midi et la durée du jour ne varie pas.
• la variation maximale se produit aux pôles, où le soleil est au-dessous de l’horizon en hiver et au-dessus l’été.

En traversant l’atmosphère, le rayonnement solaire incident va s’affaiblir à cause de deux phénomènes.

* l’absorption sélective.

* la diffusion.

2.2. L’absorption sélective et la diffusion

2.2.1. L’absorption sélective.

L’atmosphère considéré dans son ensemble est un corps et comme tout corps, il va absorber en transformant en chaleur une partie du rayonnement incident.

La caractéristique de l’absorption par l’air atmosphérique est la sélectivité. En effet, il y a absorption notable par :

On est amené à considérer, concernant l’absorption du rayonnement solaire, cinq intervalles spectraux ce qui confirme la sélectivité de l’absorption.

2.2.1.1. Rayons X et U.V courts [ l £ 0.18 m ]

Pour la plupart de ces radiations, l’absorption a surtout lieu au-dessus de 100 km avec création des couches ionisées F1 et F2

Les rayons X, moins absorbables, peuvent descendre jusque vers 90 km à 80 km créant la couche ionisée E.

La radiation de LYMAN a [ 0.1216 m ] est absorbée par O₂ et c’est elle qui est responsable de l’ionisation de l’oxyde azotique NO, créant la couche ionisée D située vers 75 km.

Absorption totale au-dessus de 60 km par O, N₂ ou O₂ pouvant entraîner la dissociation de l’absorbant, par exemple : O2 = O + O, ou son ionisation.

2.2.1.2. U.V moyens [ 0.18 m < l £ 0.29 m ]

On a absorption totale soit par O₂ ou O_3.

L’absorption par O₂ peut entraîner sa dissociation : O₂ = O + O. Comme le coefficient d’absorption décroît vite lorsque l croît, il y a production d’oxygène O atomique à toutes les altitudes entre 90 km et 20 km.

Au-dessus de 60 km, les atomes O se combinent pour redonner O + O = O₂, mais plus bas par effet de densité les atomes O se fixent sur des molécules O₂ donnant O₂ + O = O₃.( l’ozone ).

L’ ozone ainsi formé absorbe à son tour l’ U.V moyen entre 0.21m et 0.29m dés qu’il existe en quantité appréciable, c’est à dire vers 50 km. Du fait de son très fort pouvoir absorbant pour cet U.V moyen, cela explique le maximum de température au niveau de la stratopause.

Cette absorption par O₃ le détruit pour donner O₃ = O₂ + O. C’est pour cette raison que le maximum de densité de l’ozone se trouve plus bas ( vers 25 km ) que le maximum de température ( vers 50 km ).

2.2.1.3. U.V longs [ 0.29 m < l £ 0.40 m ]

Il y a absorption partielle par O₃ entre 50 km et 10 km et l’atténuation des radiations est alors dûe principalement à la diffusion par l’air.

2.2.1.4. Visible [ 0.40 m < l £ 0.73 m ]

L’absorption a lieu par O₃, par la vapeur d’eau, par O₂ mais elle est très faible. Ici aussi l’atténuation des radiations visibles est dûe à la diffusion de l’air.

2.2.1.5. Infrarouge [l ³ 0.73 m ]

L’absorption est localisée dans la troposphère et elle a lieu par le CO₂, l’O₃ mais surtout par la vapeur d’eau. Qualitativement cette absorption dans la troposphère est prédominante par rapport à l’absorption dans le reste de l’atmosphère.

Remarques

Il y a en effet 11% de l’énergie incidente du rayonnement solaire qui est ainsi absorbée contre 4% par O₃ et 0.1% par O₂ hors de la troposphère.

Il est cependant important à noter que l’atmosphère est transparent pour les U.V, que la faible quantité d’U.V arrivant au niveau de la mer est dûe à la diffusion, enfin que ce sont les radiations les plus nocives [ X et U.Vcourts ] qui sont absorbées au-dessus de la troposphère.

Enfin on peut remarquer qu’en raison de la densité plus importante de l’air dans la troposphère, l’élévation de la température suite à l’absorption reste faible [ 0°5c par jour contre 5°c par jour à 50 km ]

200 km

80 km

25 km

-100° 0° +100° +200° +300°c

2.2.2. La diffusion.

2.2.2.1. La diffusion moléculaire.

Lorsqu’un rayon solaire élémentaire rencontre sur son trajet des molécules d’air, il subira ou non une série de réflexions, réfractions et diffractions suivant que sa longueur d’onde est plus petite ou non que la taille de la molécule.

Si la longueur d’onde est inférieure à la taille de la molécule, alors il y a diffusion.

Diffusion moléculaire : l ^-4 Þ si l ô , alors dif ö

Donc la diffusion moléculaire, peu efficace sur les radiations de grandes longueurs d’onde [Infrarouge ] agit de façon importante sur les courtes longueurs d’ onde.

Une molécule d’air va se comporter comme une petite source émettrice de rayons élémentaires de courtes longueurs d’onde du fait de la diffusion.

La diffusion explique enfin :

* la couleur généralement bleue du ciel. C’est en effet la radiation bleue de la lumière qui est la plus diffusée vers le bas. Ce bleu est d’ailleurs riche en U.V.

* la couleur rouge du soleil à l’aube et au crépuscule. Car c’est la radiation la moins diffusée par un long trajet dans l’atmosphère.

* la faible proportion d’ U.V. arrivant au niveau de la mer, car ce qui reste en U.V. du rayonnement solaire, est très largement diffusé ( ondes courtes ). C’est ainsi que la diffusion complète l’absorption en ce qui concerne les U.V.

2.2.2.2. La diffusion par les aérosols.

On appelle aérosols : des particules microscopiques en suspension dans l’air.

Cette diffusion est quelque peu neutre, c’est à dire moins dépendante de la longueur d’onde : dif aéro : l ^1.3 mais est surtout sensible à la pollution naturelle et industrielle. Les particules sont plus grosses expliquant ainsi que la pollution modifie la couleur du ciel.

2.3. Le rayonnement solaire au voisinage du sol.

Le rayonnement solaire direct est donc affaibli par absorption sélective et par diffusion.

Cette quantité énergétique est d’autant plus grande que l’absorption et la diffusion sont faibles, c’est à dire lorsque le soleil est au zénith.

3. Le rayonnement atmosphérique.

L’atmosphère possède deux rayonnements distincts :

• son propre rayonnement puique sa température est différente du 0 Kelvin.
• le rayonnement provenant de la diffusion de la radiation solaire direct et qui a lieu que le jour uniquement.

3.1. Le rayonnement propre de l’atmosphère.

Nous prendrons pour notre étude un couche atmosphérique allant du sol jusqu’à 85 km d’altitude.

Quelques soient les températures extrêmes rencontrées dans cette couche, il apparaît d’après la loi de WIEN que le rayonnement atmosphérique se situe dans le domaine invisible de l’infrarouge.

Le rayonnement atmosphérique est dû dans sa quasi-totalité au gaz carbonique, à l’ozone et surtout avec une prépondérance importante à la vapeur d’eau.

La vapeur d’eau se trouve concentrée dans les basses couches.

Ra = Ea [ 0.6 + 0.042 e½ ] avec :

Ra : rayonnement propre de l’atmosphère

Ea : énergie rayonnante = S . s . T⁴

e : tension de vapeur d’eau en hPa.

Le rayonnement propre de l’atmosphère est presque entièrement absorbé par la surface terrestre.

3.2. Le rayonnement diffusé par l’atmosphère.

Chaque molécule se comporte comme une petite source de rayons élémentaires de courtes longueurs d’onde.

Pour simplifier l’étude, on distinguera deux cas : le rayonnement solaire diffusé vers l’espace et celui diffusé vers la terre.

On définit le rayonnement global RG ( tout ce qui arrive au sol ) comme la somme du rayonnement solaire et du rayonnement solaire diffusé vers le sol.

4. Le rayonnement terrestre.

Le rayonnement terrestre possède deux rayonnements distincts :

• son propre rayonnement puisse que la température de la surface terrestre est différente du 0 Kelvin.
• le rayonnement diffusé par la surface terrestre.

4.1. Le rayonnement propre de la surface terrestre.

Ce rayonnement ne dépend que de la température de la surface et d’après la loi de WIEN, il a lieu dans le domaine invisible de l’infrarouge.

Le rayonnement terrestre est quasi-totalement absorbé par l’atmosphère, cela étant dû à la présence de CO2 et la vapeur d’eau présentant de larges bandes d’absorption pour l’IR.

4.2. Le rayonnement diffusé par la surface terrestre.

Au sol, du fait du changement de milieu [ passage de l’état gazeux à l’état solide ] il se produit deux phénomènes physiques : la diffusion et l’absorption.

Le rayonnement atmosphérique est presque entièrement absorbé par la surface terrestre donc très peu diffusé, il en va de même pour la partie non absorbée et non diffusée du rayonnement U.V.

Modifications par les terrains.

La plupart des terrains absorbe 90% de l’IR, mais dans une couche très mince. Il en résulte une variation diurne importante de la température de surface.

En ce qui concerne le rayonnement visible, la fraction diffusée du point de vue énergétique est très variable selon la nature du terrain, particulièrement sa couleur et son humidité.

On définit ainsi l’albédo terrestre A_T , comme le rapport du rayonnement global diffusé au rayonnement global.

A_T =

Exemples : terrain humide 0.08 à 0.10

sol sec rocheux 0.10 à 0.25

forêt 0.10 à 0.35

neige tassée 0.40 à 0.60

neige fraîche 0.80 à 0.85

Modifications par les nappes d’eau.

La diffusion ou réflexion par la surface libre d’une nappe d’eau varie beaucoup avec l’angle d’incidence du rayonnement et l’agitation de cette surface.

En moyenne, on admet que la fraction diffusée est : 5 à 15% dans l’IR et 10 à 25% dans le visible.

Ce qui n’est pas diffusé, pénètre jusqu’à une profondeur de 200 à 300 m ( contrairement aux terrains ). L’infrarouge est absorbé dans les 3 premiers mètres, puis le rouge l’est de 0 à 30m, l’orangé ensuite, puis le jaune.

Cette propriété d’absorption joue un rôle fort important pour le stockage de l‘énergie.

Du fait de l’absorption, l’albédo des nappes d’eau est très inférieur à celui des continents qui apparaissent plus clairs sur les photos satellites.

Enfin pour une nappe d’eau, l’absorption étant répartie sur une couche bien plus épaisse que dans le cas d’un terrain, la variation diurne de la température de la surface est négligeable.

5. Présence du milieu nuageux.

5.1. Influence pour le rayonnement solaire.

A sa surface supérieure, un nuage présente, en général, une surface de discontinuité avec l’atmosphère, d’où phénomènes de diffusion et d’absorption..

L’absorption propre de l’énergie solaire par l’eau, sous ses phases liquides et solides, augmente très vite avec la longueur d’onde.

Une couche nuageuse va absorber tous les rayons élémentaires dont la longueur d’onde est supérieure à 0.8 m .

Cependant, l’absorption de l’énergie par le nuage est assez faible, elle croît avec l’épaisseur du nuage et atteint 7 à 8 % pour des nuages très épais.

La présence des nuages intervient donc en tant que milieu diffusant .

La surface de discontinuité permet une réflexion, qui n’a pas les qualités optiques d’un miroir mais qui, d’un point de vue énergétique, est cependant efficace.

Une partie du rayonnement est diffusée vers l’espace : c’est la réflexion diffuse.

Une partie du rayonnement est diffusé vers le sol : c’est la transmission diffuse.

On appellera AN l’albédo d’un nuage le rapport de l’énergie réfléchie par diffusion à l’énergie incidente

AN : fonction de l’épaisseur du nuage si épaisseur Ú alors A_N Ú

fonction de la nature des particules nuageuses si glace Ú alors A_N Ú

fonction de l’angle d’incidence.

exemples : st eau e : 100m A_N : 0.40

e : 200m A_N : 0.50

e : 300m A_N : 0.60

e : 400m A_N : 0.70

as A_N : 0.40 à 0.70

cb A_N : 0.85

Plus un nuage a un albédo important, plus la réflexion diffuse est importante au détriment de la transmission diffuse.

5.2. Influence sur le rayonnement atmosphérique

La présence nuageuse accroît sensiblement l’émission propre atmosphérique, lorsque les nuages sont épais ils se comportent comme des corps noirs et leur émission dépend de la température de leurs base et sommet.

Par ciel couvert, il y a donc accroissement de la quantité du rayonnement atmosphérique.

En conclusion :

• Le rayonnement solaire qui atteint le sol par ciel couvert est nettement inférieur à ce qu’il serait par ciel clair.
• Le rayonnement propre de l’atmosphère par ciel couvert qui intéresse la terre ne provient que de la partie située au dessous de la couche nuageuse. La base rayonnant dans l’infrarouge venant s’ajouter au rayonnement propre fait qu’il y a un accroissement par ciel couvert, ce dernier ne suffira pas à compenser la perte du rayonnement solaire par ciel couvert.
• Le bilan radiatif sera plus faiblement positif par ciel couvert que par ciel clair, le réchauffement diurne est donc réduit.
• Un raisonnement analogue montrerait que le refroidissement nocturne serait diminué par ciel couvert.

6. Bilans.

6.1. Bilan terrestre : BT.

Les gains.

Les gains proviennent :

* de l’absorption d’une fraction :

• du rayonnement solaire atteignant le sol : RS
• du rayonnement solaire diffusé vers le sol : RS (dif ¯ )

or : RG = RS + RS (dif ¯ )

et : A_T =

donc RG(abs) = RG ( 1 - A_T )

* du rayonnement atmosphérique dirigé vers le sol : RA ¯

on considére la partie absorbée : a RA ¯

gain total : RG(abs) = RG ( 1 - A_T ) + a RA ¯

les pertes.

* uniquement dûes au rayonnement terrestre : RT

Le signe du bilan terrestre dépent de l’albédo terrestre.

De jour BT est positif.

De nuit BT est faiblement négatif : RG (1 - A_T ) = 0 kw.m^-2 + 0.35 kw.m^-2 - 0.40 kw.m^-2

En présence de nuages BT le jour est moins positif et la nuit il est moins négatif.

Néanmoins BT jour > BT nuit ce qui fait que l’on assite à un réchauffement global de la surface terrestre. Cela est confirmé en regardant les bilans annuels moyens. Pourtant la surface terrestre ne se réchauffe pas au fil des ans.

6.2. Bilan atmosphérique : BA.

Les gains :

Ils proviennent de l’absorption d’une fraction : * du rayonnement solaire RS

* du rayonnement terrestre RT

Les pertes :

Elles sont dûes à l’emission de l’atmosphère vers l’espace et le sol : RA­ et RA¯

Ce bilan annuel est négatif, pourtant l’atmosphère ne se refroidit pas au fil des ans..

Examinons une description énergétique de l’atmosphère avec la figure ci-dessous.

• Partie gauche : estimation globale du rayonnement de courtes longueurs d’ondes.

On estime à 100 unités énergétiques, l’apport radiatif de l’espace, constituant donc une perte de 100 U.

Ce rayonnement traverse la stratosphère en donnant lieu à une faible absorption : +2U.

98 unités arrivent dans la troposphère :

• 20U sont absorbées et transformées en chaleur.
• 35U sont renvoyées vers l’espace, par diffusion moléculaire, par albédo supérieur des nuages,par albédo terrestre.
• 43U sont absorbées par le sol.

100U = 2U + 20U + 35U + 43U

donc bilan atmosphère - sol équilibré pour les courtes longueurs d’ondes.

• Partie droite : estimation globale du rayonnement de grandes longueurs d’ondes.

Le sol a un rayonnement important, il perd 116U. Ces 116 U traversent l’atmosphère :

• 106U sont absorbées essentiellement par la vapeur d’eau et les nuages et 10U partent vers l’espace.
• la troposphère rayonne de son côté de 158U dont 102U sont absorbées par le sol et 56U partent vers l’espace.
• on note une perte de 2U de la stratosphère au profit de la troposphère.

116U = 106U + 10U

158U = 102U + 56U

02 U = 02 U

donc bilan atmosphère - sol équilibré pour les grandes longueurs d’ondes.

S’il l’on fait les bilans séparés du sol et de l’atmosphère, des déséquilibres apparaissent.

• bilan sol : UV +43
• IR +102 - 116
• BILAN SOL = +29

• bilan atmosphère : UV +20 + 02 + 35 -98
• IR +106 + 10 + 56 + 2
• -102 -56 - 2
• BILAN ATMOSPHERE = -27

7. Rééquilibrage locaux des bilans.

7.1.La conduction turbulente.

• La conduction du sol :

La conduction du sol transmet le refroidissement ou l’échauffement de la surface à une certaine profondeur avec un amortissement progressif mais également un retard de phase progressif. C’est bien-sûr la conductivité propre du sol qui intervient et elle varie selon la nature du sol. Ici aussi, les terrains et les nappes d’eau jouent un rôle différent. Notons simplement que la conduction est plus profonde et plus rapide pour un sol humide que pour un sol sec.

• La conduction de l’air :

La conduction de l’air agit de manière analogue, transmettant les variations thermiques du sol aux basses couches de l’atmosphère. Cette conduction agit de manière efficace lorsqu’il y a de la turbulence.

Si la turbulence est nulle ( de nuit avec vent clame), la conduction est très faible. Mais s’il y a du vent, la turbulence accroît la conduction. Cependant en cas de refroidissement du sol, celui-ci n’est transmis qu’aux très basses couches de l’atmosphère, ce qui exige un minimum de turbulence (vent faible). Par contre en cas de réchauffement du sol, la conductivité turbulente peut atteindre une hauteur de 500 à 1500 m (même 3000 m en régions tropicales). C’est ainsi que l’on peut comparer l’atmosphère, en ce qui concerne la transmission de la chaleur, à un semi-conducteur avec transmission facile de la chaleur vers le haut mais transmission de froid très difficile vers le haut.

Conclusions

Les baisses nocturnes de température les plus rapides s’observent par temps clair et sec lorsque le vent est nul et le sol peu conducteur. C’est le cas des régions désertiques où; malgré leur latitude, le gel nocturne est souvent possible. Par contre, la variation diurne de la température du sol est très faible si le ciel est couvert par nuages bas, si l’atmosphère est humide et surtout s’il y a du vent. Sur les océans, cette variation diurne est pratiquement nulle.

C’est aussi la conduction thermique et turbulente de l’air qui explique le fait que le maximum diurne de température du sol (comme celle sous-abri) est atteint 2 à 3 heures après le passage du soleil au zénith.

7.2. La convection.

Trés souvent observée dans l’atmosphère, puisque les basses couches atmosphériques, quand elles séjournent sur des surfaces terrestres plus chaudes, subissent un échauffement par la base.

Les particules d’air plus chaudes s’élèvent et sont donc remplacées par d’autres plus froides créant ainsi une circulation.

Grâce aux échanges conductifs et convectifs entre le sol et l’atmosphère, une partie importante de l’énergie solaire emmaganisée par la surface terrestre est redistribuée très localement du fait d’une inégale répartition des terres et d’ensoleillement suivant les hémisphères.

7.3. L’apport de chaleur lié au cycle de l’eau.

• Sept dixièmes de la surface du globe sont couverts par les océans et les mers.
• Ces régions sont soumises à une intense évaporation.
• Pour passer d’un état liquide à un état vapeur, il faut fournir de l’énergie en quantité importante. Cette énergie s’appelle chaleur latente de vaporisation et est fournie par la surface océanique : le bilan terrestre excédentaire baisse.
• Cet air, par suite d’enrichissements en vapeur d’eau et de mouvements verticaux, va se condenser.
• Pour passer d’un état vapeur à un état liquide, il faut libérer de la chaleur. Cette chaleur libérée s’appelle chaleur latente de condensation et est gagnée par l’atmosphère : le bilan atmosphérique déficitaire augmente.

Ce rééquilibrage ne se fait pas partout, il est efficace aux latitudes comprises entre les 30^èmes et 40^èmes.

8. Rééquilibrage planétaire.

Si l’on compare les températures moyennes observées sur les deux hémisphères avec les températures planétaires théoriques ( une atmosphère sans mouvement, c’est-à- dire, sans circulation pour assurer des échanges d’énergie et d’autre part une répartition uniforme des océans et continents, les températures théoriques planétaires ne tiennent compte uniquement que des effets de latitude et des saisons.), l’on remarque que, c’est seulement vers les latitudes voisines de 40°, qu’il y a concordance.

Par contre, les valeurs observées sont bien inférieures vers l’équateur [ de 6° ] et nettement supérieures vers les pôles [de 15° ].

• Le système { terre - océan - atmosphère } reste en équilibre énergétique.
• Cette situation résulte de transferts de’énergie entre les zones de basses latitudes vers les zones de hautes latitudes.
• Il apparaît donc l’existence d’un rééquilibrage à brande échelle appelée CIRCULATION MERIDIENNE composée :
• d’une part de flux de chaleur liés aux transports méridiens de vapeur d’eau.
• d’autre part par les transferts méridiens de masses d’air [ circulation atmosphérique ] et de masses d’eau [ circulation océanique ].

* La circulation atmosphérique se fait par des mouvements horizontaux et verticaux des masses d’air. Les interférences entre ces deux mouvements donnant naissance à des cellules { HADLEY, FEREL, polaire }assurant le transfert de chaleur et de vapeur d’eau.

* La circulation océanique fonctionne de manière identique. On note que la contribution des océans au rééquilibrage planétaire est de 10% à cause des différences de densité des eaux (salinité).

EN CONCLUSION : La circulation atmosphérique mais aussi la disposition des masses continentales, la rotation de la terre entre autres, règlent les mouvements des masses océaniques de surface. Océans et atmosphère agissent pour répartir l’énergie solaire à la surface du globe.