Notes de cours Bioclimatologie 2015 PDF

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Notes du cours LBIR 1338 Bioclimatologie

Thierry Fichefet & Hugues Goosse

Année académique 2015‒2016

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Introduction La bioclimatologie est l’étude des effets du climat sur la croissance et le développement de l’ensemble des êtres vivants. Cependant, les végétaux étant les plus dépendants des conditions de l’environnement, ce sont eux qui font l’objet de la plupart des recherches en bioclimatologie. C’est pourquoi on n’envisagera ici que les réactions des végétaux vis-à-vis du climat. Le climat, quant à lui, est caractérisé par la distribution statistique des situations météorologiques qui se présentent au cours de l’année et des âges. Il comprend donc non seulement les conditions moyennes, mais aussi les extrêmes et la variabilité. En ce sens, il est aisé de comprendre la différence avec le temps, qui reprend la totalité des conditions atmosphériques (température et humidité de l’air, pression, vitesse et direction du vent, nébulosité, insolation, précipitations, …) qui prévalent en tout lieu à un moment donné. A cause de la très forte variabilité que l’on observe d’une année à l’autre, les climatologues considèrent qu’une durée de trente ans est nécessaire pour établir une référence climatique valable dans une région donnée. Il convient également de signaler que l’état de l’atmosphère résulte d’une série de forçages externes (variations de la luminosité du Soleil, éruptions volcaniques, pollution de l’atmosphère par les activités humaines, …) et des nombreuses interactions existant entre les différentes composantes du système climatique (figure 0.1) : l’atmosphère, l’hydrosphère (les océans et toutes les eaux de surface), la cryosphère (toutes les glaces présentes à la surface de la Terre), la lithosphère (la surface continentale) et la biosphère (le monde vivant). Les lois de conservation de la masse, de l’énergie et de la quantité de mouvement gouvernent le comportement de ce système. La complexité de ce comportement provient de la complexité de chacune des composantes du système climatique, mais aussi de leurs interactions multiples et de leurs temps caractéristiques très différents. Récemment, la notion de climat a été étendue à l’ensemble de ce système. Le climat, au sens large, est donc la description statistique de l’état du système climatique. L’activité végétale dépend fortement de l’environnement physique des végétaux. C’est lui qui impose aux différentes espèces végétales leurs aires de culture ou d’expansion et règle leur évolution au cours du temps. En conséquence, la compréhension des mécanismes de formation des climats à différentes échelles et de leurs interactions avec la couverture végétale et le sol est nécessaire aussi bien pour la conduite des cultures que pour l’estimation de leur production ou l’aménagement de l’espace rural. Elle permet également de prévoir l’impact des modifications du milieu qui peuvent être causées par l’homme. Cette compréhension constitue l’objectif majeur de ce cours. Les notes de cours qui suivent sont fortement inspirées du livre Climatologie de l’Environnement, Cours et Exercices Corrigés écrit par Gérard Guyot et édité par Dunod (seconde édition, 1999). Les quatre premiers chapitres apportent les bases physiques nécessaires à la compréhension des échanges de chaleur et de masse dans les basses couches de l’atmosphère, à l’intérieur des couverts végétaux ainsi que dans les couches supérieures du sol. Les chapitres 5 et 6 constituent une initiation aux mécanismes de formation des climats, en allant de la grande échelle à celle des microclimats. Le chapitre 7, consacré à la climatologie et à l’agroclimatologie, montre comment on peut traiter et utiliser les données climatiques qui sont acquises par les réseaux climatologiques. Il aborde aussi la problématique de la prédiction/projection du climat ainsi que celle des impacts des

2 changements climatiques à venir sur la disponibilité en eau, les écosystèmes, la production agricole, le niveau moyen des mers et la santé.

Figure 0.1. Le système climatique et les changements potentiels de ses composantes : l’atmosphère, l’hydrosphère, la cryosphère, la lithosphère et la biosphère. Source : IPCC (2007).

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Chapitre 1 : Caractéristiques générales de l’atmosphère Ce chapitre passe brièvement en revue les principales caractéristiques de l’atmosphère terrestre : sa géométrie, sa composition, sa pression, sa température et son humidité.

1.1. Géométrie de l’atmosphère Etant donné la raréfaction progressive de l’air à mesure que l’on s’élève, il n’est guère possible d’assigner une limite supérieure précise à l’atmosphère terrestre. A titre d’information, indiquons simplement que la présence du milieu gazeux commence à se manifester vers 130 km d’altitude lors de la rentrée des satellites dans l’atmosphère. Signalons également qu’environ 99,9% de la masse atmosphérique se situe en dessous de 50 km. L’épaisseur de l’atmosphère est donc faible par rapport au rayon moyen de la Terre, qui vaut 6370 km. Ceci a trois conséquences : (1) l’accélération due à la pesanteur g peut être considérée, en bonne approximation, comme constante le long de la verticale dans l’atmosphère et égale à 9,81 m s-2 ; (2) les effets de courbure sont souvent négligeables au sein de l’atmosphère ; (3) les mouvements atmosphériques à grande échelle sont essentiellement horizontaux.

1.2. Composition de l’atmosphère L’air atmosphérique est un mélange d’air sec et de vapeur d’eau en proportion variable (entre 0 et 5%). L’air sec est lui-même un mélange de plusieurs gaz dans des proportions pratiquement constantes dans toute la partie de l’atmosphère concernée par les phénomènes météorologiques. Ces proportions sont données dans le tableau 1.1. Tableau 1.1. Concentrations volumiques des principaux constituants gazeux de l’air sec sous 100 km d’altitude. Gaz Azote (N2) Oxygène (O2) Argon (Ar) Dioxyde de carbone (CO2) Néon (Ne) Hélium (He) Méthane (CH4) Krypton (Kr) Hydrogène (H2) Protoxyde d’azote (N2O) Halocarbures (CFC, HCFC, HFC, PFC, …) et hexafluorure de soufre (SF6) Ozone (O3)

Concentration volumique 78,08% 20,95% 0,93% 394 ppm 18 ppm 5 ppm 1,8 ppm 1 ppm 0,55 ppm 0,3 ppm Infime (origine anthropique) 0‒10 ppm

4 Les trois premiers constituants représentent à eux seuls 99,96 % de l’air sec, mais, comme on le verra à la section 2.4, le dioxyde de carbone et d’autres gaz en traces sont, avec la vapeur d’eau et les nuages, responsables de l’effet de serre atmosphérique. La concentration de l’ozone au niveau de la mer est relativement faible, mais elle devient plus importante en altitude dans la couche d’ozone, qui se trouve entre 15 et 45 km. Celle-ci a le pouvoir de protéger les êtres vivants du rayonnement solaire ultraviolet. En plus de ces composants gazeux, abstraction faite des gouttelettes d’eau liquide et des cristaux de glace constituant les nuages et les précipitations, on trouve un nombre considérable de particules microscopiques solides ou liquides en suspension dans l’atmosphère, qui constituent ce que l’on appelle les aérosols atmosphériques. Ces aérosols ont des origines diverses : particules minérales provenant notamment des déserts, cristaux de sel provenant de l’évaporation des embruns, cendres volcaniques, grains de pollen, particules solides ou liquides d’origine industrielle, … Le rôle joué par les aérosols atmosphériques est très important. Ceux-ci contribuent tout d’abord à la diffusion du rayonnement solaire par l’atmosphère. Par ailleurs, il est aujourd’hui bien établi, qu’en plus de conditions thermodynamiques adéquates, la condensation de la vapeur d’eau atmosphérique nécessite la présence de supports sur lesquels s’effectue cette condensation. Les particules solides ou liquides citées ci-dessus constituent justement ces supports encore appelés noyaux de condensation.

1.3. La pression atmosphérique La pression atmosphérique moyenne au niveau de la mer est égale à 1013,25 hPa (101.325 Pa). La pression au niveau du sol varie non seulement en fonction de l’altitude de ce dernier, mais également dans l’espace et dans le temps. La distribution horizontale de la pression joue un rôle fondamental en météorologie, car elle est directement liée aux mouvements horizontaux des masses d’air atmosphérique. A des altitudes inférieures à 50 km, l’air atmosphérique se comporte pratiquement comme un gaz parfait. En particulier, il vérifie l’équation d’état des gaz parfaits qui relie les trois variables permettant de caractériser l’état d’une masse m (en kg) d’air : sa pression P (en Pa), sa température T (en K) et son volume V (en kg m-3) :

PV

m RT MA

(1.1)

avec : R : constante des gaz parfaits (R = 8,314 J K-1 mol-1) ; M A : masse molaire de l’air atmosphérique (air sec : M a = 0,029 kg mol-1 ; vapeur d’eau : M w = 0,018 kg mol-1). En réarrangeant les deux membres de l’équation précédente, on obtient une expression de la masse volumique  de l’air atmosphérique :

5



m MA P (kg m-3)  V R T

(1.2)

Pour l’air sec, sous une pression normale (1013,25 hPa),  a = 1,29 kg m-3 à 273,15 K (0°C) et  a = 1,19 kg m-3 à 298,15 K (25°C). En appliquant à une masse d’air immobile l’équation fondamentale de la statique des fluides (loi de l’équilibre hydrostatique), on peut écrire que la différence de pression entre les altitudes z et z  dz est égale au poids de la colonne d’air de section unité et de hauteur dz : dP    g dz

(1.3)

En combinant alors les équations (1.2) et (1.3), on obtient : dP M g   A dz P R T

(1.4)

Si on suppose que la température et la masse molaire de l’air restent constantes entre le niveau de la mer ( z = 0) et l’altitude z , l’intégration de l’équation (1.4) entre P(0) pour z = 0 (pression atmosphérique au niveau de la mer) et P( z) à l’altitude z donne :

 M g P (z )  P (0) exp  A RT 

z  

(1.5)

Cette formule n’a pour seul intérêt que de montrer que la pression atmosphérique diminue rapidement avec l’altitude. Elle ne tient pas compte des variations de la température et de la masse molaire de l’air avec l’altitude. Son application, dans le cas de l’air sec, montre que la pression atmosphérique vers 5500 m d’altitude représente environ la moitié de ce qu’elle est au niveau de la mer. On peut donc en déduire que près de la moitié de la masse atmosphérique est concentrée dans les 5500 premiers mètres de l’atmosphère. On appelle isobares les lignes d’égale valeur de la pression atmosphérique. Un exemple de carte d’isobares au niveau de la mer est donné à la figure 1.1. Les isobares, cotées en hPa, y sont tracées de 5 en 5 hPa. Les noms donnés aux différentes régions de la carte dépendent de l’allure des isobares :     

anticyclone : système fermé d’isobares dont la cote croît vers l’intérieur ; dorsale : excroissance de hautes pressions ; dépression : système fermé d’isobares dont la cote décroît vers l’intérieur ; thalweg : excroissance de basses pressions ; col : région située entre deux dépressions ou thalwegs d’une part et entre deux anticyclones ou dorsales d’autre part ;  marais barométrique : région où les isobares sont fortement espacées et mal organisées (la vitesse du vent y est toujours très faible).

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Figure 1.1. Exemple de carte d’isobares (en hPa) au niveau de la mer. Source : Triplet et Roche (1986).

1.4. La température atmosphérique La figure 1.2 présente l’allure générale de la variation de la température moyenne de l’atmosphère en fonction de l’altitude. Cette courbe permet de diviser l’atmosphère en plusieurs couches bien distinctes. En partant du sol (où la température moyenne est de 15°C), on trouve tout d’abord la troposphère, dans laquelle la température décroît en moyenne de 6,5°C par km. C’est dans cette couche qu’ont lieu pratiquement tous les phénomènes météorologiques qui nous intéressent directement. La diminution de la température avec l’altitude dans la troposphère est due principalement au chauffage de l’atmosphère par la surface terrestre et à l’effet thermodynamique de la diminution de la pression accompagnant les mouvements verticaux de l’air. Le niveau où la température cesse de décroître définit la tropopause, située à une altitude moyenne de 11 km (de 15 à 18 km à l’équateur, de 6 à 8 km aux pôles), où la pression n’est plus que de 250 hPa. Sa température moyenne est avoisine les ‒60°C (‒80°C à l’équateur, ‒55°C aux pôles). Au-dessus de la tropopause se trouve la stratosphère, qui s'étend jusqu'à environ 50 km. La température y augmente avec l'altitude, de façon très faible pendant les 15 premiers km et ensuite de façon plus sensible. Le réchauffement de la stratosphère est imputable à l'ozone, qui absorbe le rayonnement solaire ultraviolet de longueur d’onde comprise en 0,2 et 0,3 m. Vers 50 km, à la stratopause, la température, qui est devenue proche de 0°C, cesse d'augmenter ; la pression est d'environ 1 hPa. Plus haut, se trouve la mésosphère, dans laquelle la température diminue à nouveau jusqu'à des valeurs de ‒90°C vers 85 km d'altitude. A ce niveau, appelé mésopause, la pression n'est plus que de 10-2 hPa. Plus haut encore, la

7 température augmente continuellement dans la thermosphère (en raison, essentiellement, de la dissociation de l’oxygène moléculaire par le rayonnement solaire de longueur d’onde inférieure à 0,2 m), et elle atteint des valeurs de plus de 1000°C à très haute altitude. Dans la thermosphère, l'atmosphère est très ténue et les constituants atmosphériques se trouvent à l'état ionisé (ionosphère), ce qui les rend conducteurs de l'électricité. L'ionosphère a en effet la propriété de réfléchir les ondes radio dont la fréquence est inférieure à 15 MHz (ondes courtes) ; cette propriété est couramment utilisée pour établir des liaisons radio à longue distance. Signalons enfin que les satellites artificiels circulent sur des orbites se trouvant au moins à 400 km d'altitude, afin de ne pas subir un freinage atmosphérique. A cette altitude, la pression n'est plus que de 10-7 hPa.

Figure 1.2. Profil vertical moyen de la température atmosphérique (1 mb = 1 hPa). Source : Ahrens (2009).

1.5. L’humidité atmosphérique 1.5.1. La pression partielle de la vapeur d’eau L’air sec et la vapeur d’eau étant considérés comme des gaz parfaits aux altitudes inférieures à 50 km, leur mélange vérifie la loi de Dalton relative à un mélange gazeux. La

8 pression totale d’un mélange de gaz parfaits occupant un volume V à une température T est la somme des pressions partielles des gaz constituant le mélange. La pression partielle d’un constituant gazeux est définie comme la pression qu’il aurait s’il occupait seul le volume V à la température T . Dans un volume d’air atmosphérique, la pression apparaît donc comme la somme des pressions partielles de l’air sec Pa et de la vapeur d’eau Pw : P  Pa  Pw

(1.6)

Habituellement, la pression partielle de la vapeur d’eau dans l’air est symbolisée par e . L’équation (1.6) s’écrit alors : P  Pa  e

(1.7)

1.5.2. Vaporisation de l’eau et saturation Pour faire passer l’eau de l’état liquide à l’état vapeur, il faut fournir une certaine quantité de chaleur L par unité de masse. L est la chaleur massique de vaporisation, encore appelée chaleur latente de vaporisation de l’eau. Elle diminue pratiquement linéairement lorsque la température augmente. A 0°C, L est égale à 2,501 × 106 J kg-1 et, à 20°C, à 2,454 × 106 J kg-1. Ainsi, l’évaporation de l’eau liquide dans l’atmosphère à partir d’une surface d’eau libre (lac, mer, …) ou d’un couvert végétal nécessite-t-elle la fourniture d’une importante quantité de chaleur. L’expérience montre que la pression de la vapeur d’eau en équilibre avec l’eau liquide, appelée pression de vapeur saturante par rapport à l’eau liquide et notée es, ne dépend que de la température dont elle est une fonction croissante. Elle ne dépend en aucun cas de la présence d’un autre gaz comme l’air sec, par exemple. Sa variation en fonction de la température est illustrée à la figure 1.3. La courbe rouge tracée sépare, pour une pression de vapeur donnée, l’eau à l’état liquide de l’eau à l’état vapeur. Mentionnons l’existence possible d’eau liquide à des températures inférieures à 0°C, connue sous le nom d’eau surfondue. Ce phénomène, difficile à reproduire en laboratoire, est par contre très fréquent dans l’atmosphère (dans les nuages) à cause d’un manque de noyaux de congélation. La pression de la vapeur d’eau en équilibre avec l’eau surfondue est légèrement supérieure à la pression de la vapeur d’eau en équilibre avec la glace (voir médaillon de la figure 1.3). La courbe rouge représentée à la figure 1.3 a une expression complexe. Toutefois, dans le domaine des températures rencontrées en météorologie, la pression de vapeur saturante par rapport à l’eau liquide prend la forme empirique (mais très suffisante) donnée par Tetens :

 17, 269 t  es (t)  6,1 exp   237,3  t 

(hPa)

(1.8)

9 où t est la température exprimée en °C. En principe, es(t) est la valeur maximale prise par e dans l’atmosphère à la température Celsius t.

Figure 1.3. Variation de la pression de vapeur d’eau saturante par rapport à l’eau liquide en fonction de la température (courbe rouge ; 1 mb = 1 hPa). Le médaillon montre qu’aux températures négatives, la pression de vapeur d’eau saturante par rapport à l’eau surfondue (courbe mauve) est plus élevée que la pression de vapeur d’eau saturante par rapport à la glace (courbe bleue). Source : Ahrens (2009).

1.5.3. Caractérisation de l’air humide Considérons une masse m d’air humide occupant un volume V à la température T sous la pression P . m est constituée par le mélange d’une masse ma d’air sec et d’une masse mw de vapeur d’eau : m  ma  mw

(1.9)

Par définition, l’humidité spécifique est la concentration massique de la vapeur d’eau dans l’air. Elle est égale au quotient de la masse de vapeur d’eau par la masse d’air humide :

10

q

mw mw  ma

(1.10)

Le rapport de mélange est, en revanche, le quotient de la masse de vapeur d’eau par la masse d’air sec : r  mw / ma

(1.11)

Bien souvent, r et q sont confondus car mw est petit devant ma et peut être négligé, en première approximation. D’après l’équation d’état des gaz parfaits, on peut écrire : mw  M w

eV RT

et

ma  M a

Pa V RT

(1.12)

En remplaçant ma et mw par leurs expressions dans la définition du rapport de mélange (1.11), on a après simplification :

r

Mw e M a P e

(1.13)



Mw  0,622 Ma

(1.14)

En posant

on obtient finalement : r 

e P e

e P

(1.15)

car e , ne dépassant généralement pas environ 50 hPa, peut être négligé en première approximation devant la pression atmosphérique, qui est généralement de l’ordre de 1000 hPa. Notons que r est habituellement exprimé en g de vapeur d’eau par kg d’air sec. Si de l’air à la température Kelvin T est saturé en vapeur d’eau, alors e = es(T) et

r  rs ( P, T )  

es (T ) P  es (T )

e (T ) P

(1.16)

où rs(P,T) est le rapport de mélange à saturation. On conçoit que les risques de formations nuageuses sont d’autant plus grands que l’air est proche de la saturation. Il apparaît donc intéressant de pouvoir estimer cette proximité de la saturation. C’est l’objet de l’humidité relative U , exprimée en % :

11

U  100

e e s(T )

r r s(P, T )

(1.17)

Si l’air est sec, U  0 (e = r = 0) et, si l’air est saturé, U = 100% ( e  es (T ) et r = rs(P,T)). L’air humide peut également être caractérisé par sa température du point de rosée T d, qui est la température à laquelle il faut refroidir l’air, à pr...