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3.6 : Bilan thermique à la surface de la Terre - Géosciences

3.6 : Bilan thermique à la surface de la Terre - Géosciences


Jusqu'à présent, vous avez examiné le bilan thermique d'un volume d'air, où le volume était fixe (Eulérien) ou en mouvement (Lagrangien). Les déséquilibres nets du flux de chaleur ont provoqué un réchauffement ou un refroidissement de l'air dans le volume.

Mais que se passe-t-il à la surface de la Terre, qui est infiniment mince et donc de volume nul ? Aucune chaleur ne peut être stockée dans cette couche. Par conséquent, la somme de tous les flux de chaleur entrants et sortants doit être exactement équilibrée. Le flux net à la surface doit être nul.

Rappelons que les flux sont définis comme étant positifs pour la chaleur montante, que ces flux soient dans le sol ou dans l'atmosphère.

Les flux pertinents à la surface comprennent :

F* = rayonnement net entre sfc. & atmosphère. (Chapitre 2)

FH = flux de chaleur turbulent de surface effectif (le flux de chaleur sensible)

FE = flux de chaleur latente de surface effectif causé par l'évaporation ou la condensation (formation de rosée)

Fg = conduction de la chaleur moléculaire vers/depuis plus profondément sous la surface (par exemple, le sol, les océans).

Le bilan de surface pour les flux thermiques dynamiques (en unités de W m–2) est:

( egin{align} 0=mathbb{F}^{*}+mathbb{F}_{H}+mathbb{F}_{E}-mathbb{F}_{G} balise{3.52}end{align})

Si vous divisez par ρair·Cp pour obtenir le bilan sous forme cinématique (en unités de K m s–1), le résultat est:

( egin{align}0=F^{*}+F_{H}+F_{E}-F_{G} ag{3.53}end{align})

Les 3 premiers termes à droite sont des flux entre la surface et l'air dessus. Le dernier terme est entre la surface et la Terre au dessous de (d'où le signe -).

Des exemples de ces flux et de leurs signes sont esquissés à la figure 3.9 pour différentes surfaces et pour le jour par rapport à la nuit. Pour une pelouse ou une culture irriguée, le cycle diurne (évolution quotidienne) des flux de surface est esquissé sur la figure 3.10. Essentiellement, le rayonnement net F* est un forçage externe qui entraîne les autres flux.

Une approximation grossière du premier ordre du flux de chaleur dynamique vers le sol est

( egin{align}mathbb{F}_{G} approx X cdot mathbb{F}^{*} ag{3.54}end{align})

avec un flux thermique cinématique correspondant de :

( egin{align}F_{G} approx X cdot F^{*} ag{3.55}end{align})

avec facteur X = (0,1, 0,5) pour (jour, nuit).

Il existe différentes options pour estimer les autres termes dans eqs. (3,52 ou 3,53). Pour un flux de chaleur sensible de surface efficace, vous pouvez utiliser les relations de transfert en vrac déjà discutées (équations 3.34 à 3.37). Pour le flux de chaleur latente à la surface, des équations de transfert en vrac similaires seront données dans le chapitre Eau-Vapeur. Une autre option pour estimer les flux de chaleur latente et sensible à la surface consiste à utiliser le rapport de Bowen, décrit ci-après.

Définir un Rapport de Bowen, B, en tant que flux de chaleur sensible de surface divisé par le flux de chaleur latente de surface :

( egin{align}B=frac{mathbb{F}_{H}}{mathbb{F}_{E}}=frac{F_{H}}{F_{E}} balise{3.56}end{align})

Les valeurs typiques sont : 10 pour les zones arides, 5 pour les zones semi-arides, 0,5 sur la savane plus sèche, 0,2 sur les terres agricoles humides et 0,1 sur les océans et les lacs.

Dans l'atmosphère Couche de surface (les 10 à 25 m inférieurs de la troposphère), le flux de chaleur sensible effectif à la surface dépend de ∆θ/∆z — le gradient potentiel-température. À savoir, FH = –KH·∆θ/∆z , où KH est un diffusivité de Foucault pour la chaleur (voir le chapitre Atmos. Boundary Layer), z est la hauteur au-dessus du sol, et le signe négatif indique que le flux de chaleur descend le gradient local (de l'air chaud vers l'air froid).

Exemple d'application

Si le rayonnement net est de –800 W·m–2 à la surface d'un désert, puis trouver des flux sensibles, latents et terrestres.

Trouve la réponse

Soit : F* = –800 W·m–2 B = 10 pour les régions arides

Trouver : FH, FE et Fg = ? W·m–2

Parce que F* négatif implique le jour, utilisez X = 0,1 dans l'éq. (3,54) : Fg = 0,1· F* = 0,1· (–800 W·m–2 ) = –80 W·m–2

Éqs. (3.52 & 3.56) peut être manipulé pour donner :

FE = (Fg – F*) / (1 + B)

FH = B·(Fg – F*) / (1 + B)

Ainsi,

FE= (–80 + 800 W·m–2) / (1 + 10) = 65,5 W·m–2

FH= 10·(–80 + 800 W·m–2) / (1 + 10) = 654,5 W·m–2

Vérifier: La physique et les unités sont raisonnables. Aussi, nous devons confirmer que le résultat donne un bilan énergétique équilibré. Appliquez donc l'éq. (3.52) :

0 = F* + FH + FE – FG ???

0 = –800 + 654,5 + 65,5 + 80 W·m–2 Vrai.

Exposition: Bien que les valeurs typiques du rapport de Bowen aient été données à la page précédente, la valeur réelle pour un type de surface donné dépend de tellement de facteurs qu'il est pratiquement inutile d'essayer d'utiliser la méthode du rapport de Bowen pour prédire flux surfaciques. Cependant, l'approche de mesure sur le terrain illustrée dans la figure ci-dessous et dans les éq. (3,58 - 3,63) ne nécessite pas d'estimation a priori du ratio de Bowen. Par conséquent, cette approche de terrain est assez précise pour mesure flux de surface, sauf près du lever et du coucher du soleil.

Une expression analogue pour le flux d'humidité de surface effectif est Fl'eau = –KE·∆r/∆z , où le rapport de mélange r est défini dans le chapitre suivant comme la masse de vapeur d'eau contenue dans chaque kg d'air sec. Si vous approximez la diffusivité de Foucault pour l'humidité, KE, égal à celui de la chaleur et si les gradients verticaux sont mesurés à travers la même couche d'air z, alors vous pouvez écrire le rapport de Bowen comme :

( egin{align}B=gamma cdot frac{Delta heta}{Delta r} ag{3.57}end{align})

pour un constante psychrométrique défini comme γ = Cp/Lv = 0,4 (gvapeur d'eau/kgair)·K–1.

Éq. (3.57) est intéressant à utiliser sur le terrain car les flux difficiles à mesurer ont été remplacés par des différences de température moyenne et d'humidité faciles à mesurer. À savoir, si vous érigez une tour courte dans la couche de surface et déployez thermomètres à deux hauteurs différentes et monter hygromètres (pour mesurer l'humidité) aux deux mêmes hauteurs (Figure 3.11), alors vous pouvez calculer B. N'oubliez pas de convertir la différence de température en différence de température potentielle : ∆θ = T2 – T1 + (0,0098 Km–1)·(z2 – z1).

Avec un peu d'algèbre, vous pouvez combiner des équations. (3,57, 3,56, 3,54 et 3,52) pour produire un flux de chaleur sensible de surface effectif en unités dynamiques (W m–2) en fonction du rayonnement net :

( egin{align} mathbb{F}_{H}=frac{-0.9 cdot mathbb{F}^{*}}{frac{Delta r}{gamma cdot Delta heta}+1} ag{3.58}end{align})

ou unités cinématiques (K m s–1):

( egin{align} F_{H}=frac{-0.9 cdot F^{*}}{frac{Delta r}{gamma cdot Delta heta}+1} ag{ 3.59}end{align})

Un peu plus d'algèbre donne le flux de chaleur latente (W m–2) causée par le mouvement de la vapeur d'eau vers ou depuis la surface :

( egin{align}mathbb{F}_{E}=frac{-0.9 cdot mathbb{F}^{*}}{frac{gamma cdot Delta heta}{ Delta r}+1} ag{3.60}end{align})

ou en unités cinématiques (K m s–1):

( egin{align}F_{E}=frac{-0.9 cdot F^{*}}{frac{gamma cdot Delta heta}{Delta r}+1} ag{ 3.61}end{align})

Le chapitre suivant montre comment convertir les valeurs de flux de chaleur latente en flux de vapeur ondulatoire.

Si vous avez trouvé un flux de chaleur sensible à partir des éq. (3,58 ou 3,59), alors le flux de chaleur latente est facilement trouvé à partir de :

( egin{align}mathbb{F}_{E}=-0.9 cdot mathbb{F}^{*}-mathbb{F}_{H} ag{3.62}end{align })

ou alors

( egin{align}F_{E}=-0.9 cdot F^{*}-F_{H} ag{3.63}end{align})

Exemple d'application

Un site de terrain avec un ratio de Bowen observe ce qui suit :

indicez (m)T (°C)r (gvapeur/kgair)
215167
112012

avec, F* = –650 W·m–2 . Trouvez tous les flux de surface.

Trouve la réponse

Donné : info ci-dessus.

Trouver : flux dynamiques de surface (W·m–2) FE , FH , Fg = ?

La première étape consiste à trouver :

= T2 – T1 + (0,0098 Km–1)·(z2 – z1) = 16 K – 20 K + (0,0098 K m–1)·(15m – 1m) = –4 K + 0,137 K = –3,86 K

Appliquer l'éq. (3.58)

(mathbb{F}_{H}=frac{-0.9 cdotleft(-650 mathrm{W} cdot mathrm{m}^{-2} ight)}{frac{ gauche(-5 mathrm{g}_{mathrm{vap}} / mathrm{kg}_{mathrm{air}} ight)}{left[0.4left(mathrm{g}_{ mathrm{vap}} / mathrm{kg}_{mathrm{air}} ight) cdot mathrm{K}^{-1} ight] cdot(-3.86 mathrm{K})} +1})

FH = 138 W·m–2.

Ensuite, appliquez l'éq. (3.62) :

FE = –0,9·F* – FH = –0,9·(–650 W·m–2) – 138. W·m–2 = 447 W·m–2

Enfin, appliquez l'éq. (3,54) : Fg = 0,1·F* = –65 W·m–2.

Vérifier: La physique et les unités sont raisonnables. De plus, tous les termes de flux sont égaux à zéro, vérifiant l'équilibre.

Exposition: Le rapport Bowen résultant est B = 138/447 = 0,31, ce qui suggère que le site est une terre agricole irriguée.


Quel est le budget énergétique de la Terre ?

Le bilan énergétique de la Terre dépend de l'énergie entrante et sortante du soleil.

Le terme « budget énergétique de la Terre » a été inventé pour désigner l'énergie que la planète reçoit du soleil, utilisée partout sur la terre, puis renvoyée dans l'espace. Le soleil fournit toute l'énergie utilisée à l'intérieur de la terre, bien que la majeure partie de l'énergie solaire n'atteigne jamais la surface de la planète. La chaleur que la terre reçoit va dans cinq composants distincts de l'environnement : les êtres vivants tels que les plantes et les animaux, la croûte terrestre, les plans d'eau de la terre, l'atmosphère et la glace. En raison de la forme de la planète, la quantité d'énergie qui frappe la surface de la terre est considérablement inégale, certaines zones recevant des quantités de chaleur beaucoup plus importantes que d'autres. La forme de la terre fait également en sorte que les zones polaires reçoivent considérablement moins de chaleur que les régions plus proches de l'équateur. Des recherches scientifiques ont montré que chaque mètre carré à la surface de la Terre reçoit et restitue environ 240 watts d'énergie du soleil. La quantité d'énergie thermique reçue par la terre et renvoyée vers l'espace est proche d'être équilibrée avec la terre approchant presque un état d'équilibre radiatif.


Question d'approfondissement : qu'est-ce qui chauffe le noyau terrestre ?

Bien que nous, habitants de la croûte, marchions sur un sol agréable et frais, sous nos pieds, la Terre est un endroit assez chaud. Assez de chaleur émane de l'intérieur de la planète pour préparer 200 tasses de café très chaud par heure pour chacun des 6,2 milliards d'habitants de la Terre, explique Chris Marone, professeur de géosciences à Penn State. Au centre même, on pense que les températures dépassent 11 000 degrés Fahrenheit, plus chaudes que la surface du soleil.

Une coupe transversale de la Terre révèle trois couches concentriques. Autour de l'extérieur, une croûte mince et dure allant de 10 à 100 kilomètres d'épaisseur. En dessous, un manteau en forme de beignet de 2 900 kilomètres d'épaisseur. Au lieu de pâte, il s'agit de roche fondue visqueuse qui s'écoule très lentement, à l'échelle des temps géologiques. "Il se déplace aussi vite que vos ongles poussent", explique Marone.

Au centre de la Terre se trouve un noyau en deux parties. "La partie intérieure a à peu près la taille de notre lune", dit Marone, "et a une densité essentiellement d'acier." Le noyau externe qui l'entoure est un océan de métal liquide de 2 300 kilomètres d'épaisseur. La rotation de la Terre fait couler et tourbillonner cet océan, et le métal en mouvement génère le champ magnétique de la planète.

La majeure partie de la chaleur de la Terre est stockée dans le manteau, dit Marone, et quatre sources la maintiennent au chaud. Premièrement, il y a la chaleur résiduelle du moment où la gravité a condensé pour la première fois une planète à partir du nuage de gaz chauds et de particules dans l'espace pré-Terre. Au fur et à mesure que la boule en fusion se refroidissait, il y a environ 4 milliards d'années, l'extérieur s'est durci et a formé une croûte. Le manteau se refroidit encore.

"Nous ne pensons pas que cette chaleur d'origine soit une partie importante de la chaleur de la Terre", a déclaré Marone. Il ne contribue que 5 à 10 pour cent du total, "environ la même quantité que la chaleur gravitationnelle".

Pour expliquer la chaleur gravitationnelle, Marone évoque à nouveau l'image de la Terre chaude, fraîchement formée, qui n'était pas d'une densité cohérente. Dans un processus de tri gravitationnel appelé différenciation, les parties les plus denses et les plus lourdes ont été attirées vers le centre et les zones les moins denses ont été déplacées vers l'extérieur. La friction créée par ce processus a généré une chaleur considérable, qui, comme la chaleur d'origine, ne s'est toujours pas complètement dissipée.

Ensuite, il y a la chaleur latente, dit Marone. Ce type résulte de l'expansion du noyau lorsque la Terre se refroidit de l'intérieur vers l'extérieur. Tout comme l'eau gelée se transforme en glace, ce métal liquide se solidifie et ajoute du volume dans le processus. "Le noyau interne s'agrandit d'environ un centimètre tous les mille ans", explique Marone. La chaleur dégagée par cette expansion s'infiltre dans le manteau.

Pour tout cela, cependant, dit Marone, la grande majorité de la chaleur à l'intérieur de la Terre - jusqu'à 90 % - est alimentée par la désintégration d'isotopes radioactifs comme le potassium 40, l'uranium 238, 235 et le thorium 232 contenus dans le manteau. Ces isotopes émettent de la chaleur lorsqu'ils libèrent un excès d'énergie et tendent vers la stabilité. "La quantité de chaleur causée par ce rayonnement est presque la même que la chaleur totale mesurée émanant de la Terre."

La radioactivité est présente non seulement dans le manteau, mais dans les roches de la croûte terrestre. Par exemple, explique Marone, un bloc de granit d'un kilogramme à la surface émane une quantité de chaleur infime mais mesurable (environ autant qu'une ampoule de 0,000000001 watt) par désintégration radioactive.

Cela peut sembler peu. Mais compte tenu de l'immensité du manteau, cela s'additionne, dit Marone.

Dans des milliards d'années dans le futur, prédit-il, le noyau et le manteau pourraient se refroidir et se solidifier suffisamment pour rencontrer la croûte. Si cela se produit, la Terre deviendra une planète froide et morte comme la Lune.

Bien avant un tel événement, cependant, le Soleil aura probablement évolué en une étoile géante rouge et sera devenu suffisamment grand pour engloutir notre belle planète. À ce stade, la chaleur restante dans le manteau aura peu d'importance.


Déséquilibres de chauffage

Trois cent quarante watts par mètre carré d'énergie solaire entrante est une illumination solaire moyenne mondiale qui varie dans l'espace et dans le temps. La quantité annuelle d'énergie solaire entrante varie considérablement des latitudes tropicales aux latitudes polaires (décrites à la page 2). Aux latitudes moyennes et élevées, il varie également considérablement d'une saison à l'autre.

le Pic l'énergie reçue à différentes latitudes change tout au long de l'année. Ce graphique montre comment l'énergie solaire reçue à midi local chaque jour de l'année change avec la latitude. A l'équateur (ligne grise), le pic d'énergie change très peu au cours de l'année. Aux hautes latitudes nord (lignes bleues) et sud (vert), le changement saisonnier est extrême. (Illustration de la NASA par Robert Simmon.)

Si l'axe de rotation de la Terre était vertical par rapport à la trajectoire de son orbite autour du Soleil, la taille du déséquilibre thermique entre l'équateur et les pôles serait la même toute l'année, et les saisons que nous connaissons ne se produiraient pas. Au lieu de cela, l'axe de la Terre est incliné verticalement d'environ 23 degrés. Lorsque la Terre tourne autour du Soleil, l'inclinaison fait qu'un hémisphère puis l'autre reçoivent plus de lumière directe du soleil et ont des jours plus longs.

le le total l'énergie reçue chaque jour au sommet de l'atmosphère dépend de la latitude. Les quantités quotidiennes les plus élevées d'énergie entrante (rose pâle) se produisent aux hautes latitudes en été, lorsque les jours sont longs, plutôt qu'à l'équateur. En hiver, certaines latitudes polaires ne reçoivent aucune lumière (noir). L'hémisphère sud reçoit plus d'énergie en décembre (été sud) que l'hémisphère nord en juin (été nord) car l'orbite de la Terre n'est pas un cercle parfait et la Terre est légèrement plus proche du Soleil pendant cette partie de son orbite. L'énergie totale reçue varie de 0 (pendant l'hiver polaire) à environ 50 (pendant l'été polaire) mégajoules par mètre carré et par jour.

Dans l'hémisphère d'été, la combinaison d'une lumière solaire plus directe et de jours plus longs signifie que le pôle peut recevoir plus de lumière solaire entrante que les tropiques, mais dans l'hémisphère d'hiver, il n'en reçoit pas. Même si l'éclairage augmente aux pôles en été, la neige d'un blanc éclatant et la glace de mer reflètent une partie importante de la lumière entrante, réduisant ainsi le potentiel de chauffage solaire.

La quantité de lumière solaire absorbée par la Terre dépend de la réflectivité de l'atmosphère et de la surface du sol. Cette carte satellite montre la quantité de rayonnement solaire (watts par mètre carré) réfléchie en septembre 2008. Le long de l'équateur, les nuages ​​ont réfléchi une grande partie de la lumière solaire, tandis que les sables pâles du Sahara ont causé la réflectivité élevée en Afrique du Nord. Aucun des deux pôles ne reçoit beaucoup de lumière solaire entrante à cette période de l'année, ils reflètent donc peu d'énergie même si les deux sont recouverts de glace. (Carte NASA de Robert Simmon, basée sur les données CERES.)

Les différences de réflectivité (albédo) et d'éclairement solaire à différentes latitudes entraînent des déséquilibres de chauffage nets dans tout le système terrestre. À n'importe quel endroit sur Terre, le chauffage net est la différence entre la quantité de lumière solaire entrante et la quantité de chaleur rayonnée par la Terre vers l'espace (pour en savoir plus sur cet échange d'énergie, voir la page 4). Sous les tropiques, il y a un surplus d'énergie net parce que la quantité de lumière solaire absorbée est supérieure à la quantité de chaleur rayonnée. Dans les régions polaires, cependant, il existe un déficit énergétique annuel car la quantité de chaleur rayonnée dans l'espace est supérieure à la quantité de lumière solaire absorbée.

Cette carte du rayonnement net (soleil entrant moins lumière réfléchie et chaleur sortante) montre les déséquilibres énergétiques mondiaux en septembre 2008, le mois d'un équinoxe. Les zones autour de l'équateur ont absorbé environ 200 watts par mètre carré de plus en moyenne (orange et rouge) qu'elles n'ont réfléchi ou rayonné. Les zones proches des pôles ont réfléchi et/ou rayonné environ 200 watts de plus par mètre carré (vert et bleu) qu'elles n'en ont absorbé. Les latitudes moyennes étaient à peu près équilibrées. (Carte NASA de Robert Simmon, basée sur les données CERES.)

Le déséquilibre thermique net entre l'équateur et les pôles entraîne une circulation atmosphérique et océanique que les climatologues décrivent comme un « moteur thermique ». (Dans notre expérience quotidienne, nous associons le mot moteur aux automobiles, mais à un scientifique, un moteur est tout appareil ou système qui convertit l'énergie en mouvement.) Le climat est un moteur qui utilise l'énergie thermique pour maintenir l'atmosphère et l'océan en mouvement. L'évaporation, la convection, les précipitations, les vents et les courants océaniques font tous partie du moteur thermique de la Terre.


2 Estimation des variations de perte de chaleur du manteau

À l'heure actuelle, la perte totale de chaleur à la surface de la Terre est estimée à 46 TW. Sur ce total, 29 TW sont attribués au refroidissement de la croûte océanique (ci-après « perte de chaleur océanique »), 3 TW sont délivrés à la surface via des panaches et 14 TW représentent les pertes de chaleur des continents (Jaupart et al., 2015). La composante continentale de 14 TW comprend 8 TW de chaleur radiogénique produite dans la croûte continentale et la lithosphère. Ici, nous estimons les changements du flux de chaleur conduit du manteau à travers la lithosphère océanique et continentale (actuellement 35 TW, le flux de chaleur du panache de 3 TW est traité séparément selon la description dans la section des méthodes étendues, à l'appui des informations Texte S1). Nous nous concentrons particulièrement sur la perte de chaleur océanique, à la fois parce que c'est la composante la plus importante, qu'elle présente de grandes variations dans l'espace et le temps, et qu'elle peut être estimée directement à partir des reconstructions tectoniques des fonds marins passés.

Nous calculons la perte de chaleur océanique (Qocéan) du manteau en appliquant la relation âge-flux thermique (voir texte S1) de Hasterok ( 2013 ) aux grilles d'âge paléo-fond marin qui remontent à 400 Ma, générées à l'aide de la méthode de Karlsen et al. (2020). La reconstruction de plaque qui a été utilisée pour générer ces grilles d'âge était la version mise à jour de Matthews et al. ( 2016 ), qui inclut des corrections pour le Pacifique après Torsvik et al. (2019). Perte de chaleur du manteau à travers la lithosphère continentale (Qsuite) est considérée comme étant de 6 TW, uniformément répartie sur la zone continentale. A noter que cela exclut les 8 TW de production de chaleur radiogénique dans la croûte et le manteau lithosphérique (Jaupart et al., 2015 ). Bien que la perte de chaleur du manteau à travers les continents (∼6 TW) puisse varier avec le temps, les amplitudes de ses variations sont probablement faibles par rapport au flux de chaleur océanique plus de quatre fois plus important (∼29 TW à l'heure actuelle). Des instantanés des grilles de perte de chaleur globales résultantes couvrant les 400 derniers Myr sont illustrés à la figure 1a. Notez la forte dépendance temporelle et que la perte de chaleur actuelle du manteau terrestre représente un minimum absolu pour la période 400-0 Ma, ayant été jusqu'à ∼15 TW plus élevée dans le passé (Figure 1b). Ces variations sont provoquées par des changements dans la distribution des âges et des zones du fond marin (figure 1c), qui sont causés par les fluctuations des taux d'étalement et de subduction du fond marin pendant le cycle du supercontinent (par exemple, East et al., 2020 Karlsen et al. , 2019 a). Cela souligne la nécessité d'une longue série chronologique (couvrant idéalement un cycle supercontinental complet) de flux de chaleur pour déduire de manière robuste des valeurs moyennes à long terme. Sur la base de la reconstruction à 400 Myr des âges du fond marin, nous estimons la valeur moyenne dans le temps de la perte de chaleur océanique à 36,6 TW (Figure 1b), ce qui est ∼25 % plus élevé que la valeur actuelle de ∼29 TW (Figure 1b) . Le faible courant de chaleur océanique actuel a également été noté auparavant, bien que basé sur des historiques temporels significativement plus courts (Crameri et al., 2019 Loyd et al., 2007 ).

Pour étudier les variations spatiales de la perte de chaleur de surface intégrée dans le temps, nous avons calculé la perte de chaleur totale accumulée au cours des 400 derniers Myr (Figures 2a et 2b). Nos résultats montrent que même sur une échelle de temps de plusieurs centaines de millions d'années, la perte de chaleur du manteau est loin d'être uniforme. Par exemple, la région du Pacifique recouvrant la grande province à faible vitesse de cisaillement (LLSVP) « Jason » a perdu 2 à 3 fois plus de chaleur que la région au-dessus de « Tuzo », la LLSVP africaine (Figure 2b). Cela est dû en partie à la distribution temporelle des masses continentales et à l'assemblage de la Pangée sur Tuzo, qui a isolé le manteau sous la Pangée mais a laissé le Pacifique « exposé » à un refroidissement plus rapide via le cycle de la lithosphère océanique, et en partie à cause de la persistance de systèmes de crêtes à propagation rapide (maintenant la dorsale du Pacifique Est) positionnés au-dessus de Jason. Notons cependant que la position des dorsales dans l'océan Pacifique-Pantalassique est entièrement inférée avant ∼150 Ma (Torsvik et al., 2019) nous reviendrons sur cette limitation plus loin.

Le domaine du manteau du Pacifique a perdu beaucoup plus de chaleur que celui de l'Afrique au cours des 400 derniers Myr. (a) Perte de chaleur accumulée dans le manteau (océanique + continental) au cours des 400 derniers Myr. Les régions situées au-dessus des LLSVP du Pacifique et d'Afrique (Jason et Tuzo), avec des limites définies d'après Torsvik et al. (2010), sont représentés par des lignes bleues et oranges. Les méridiens en pointillés de couleur claire indiquent la séparation des hémisphères Pacifique et Afrique. (b) La tranche équatoriale (ligne magenta) montre les variations longitudinales de la perte de chaleur, et les valeurs moyennes (ligne noire) d'une région à moins de 30° de l'équateur montrent des variations plus douces. Les barres indiquent les positions actuelles approximatives des LLSVP Jason et Tuzo, et la position passée de Pangea.


Contenu

Malgré les énormes transferts d'énergie vers et depuis la Terre, elle maintient une température relativement constante car, dans l'ensemble, il y a peu de gain ou de perte net : la Terre émet via le rayonnement atmosphérique et terrestre (déplacé vers des longueurs d'onde électromagnétiques plus longues) vers l'espace environ la même quantité d'énergie qu'il reçoit par l'insolation (toutes les formes de rayonnement électromagnétique).

Pour quantifier la Terre bilan de chaleur ou alors bilan thermique, que l'ensoleillement reçu au sommet de l'atmosphère soit de 100 unités (100 unités = environ 1 360 watts par mètre carré face au soleil), comme le montre l'illustration ci-jointe. Appelé albédo de la Terre, environ 35 unités sont réfléchies vers l'espace : 27 depuis le sommet des nuages, 2 depuis les zones couvertes de neige et de glace et 6 par d'autres parties de l'atmosphère. Les 65 unités restantes sont absorbées : 14 dans l'atmosphère et 51 par la surface de la Terre. Ces 51 unités sont rayonnées vers l'espace sous forme de rayonnement terrestre : 17 directement rayonnées vers l'espace et 34 absorbées par l'atmosphère (19 par chaleur latente de condensation, 9 par convection et turbulence, et 6 directement absorbées). Les 48 unités absorbées par l'atmosphère (34 unités provenant du rayonnement terrestre et 14 provenant de l'insolation) sont finalement renvoyées dans l'espace. Ces 65 unités (17 du sol et 48 de l'atmosphère) équilibrent les 65 unités absorbées du soleil afin de maintenir un gain net d'énergie nul par la Terre. [6]

Énergie rayonnante entrante (ondes courtes) Modifier

La quantité totale d'énergie reçue par seconde au sommet de l'atmosphère terrestre (TOA) est mesurée en watts et est donnée par la constante solaire multipliée par la section transversale de la Terre correspondant au rayonnement. Parce que la surface d'une sphère est quatre fois la surface de la section transversale d'une sphère (c'est-à-dire la surface d'un cercle), le flux TOA moyen est un quart de la constante solaire et est donc d'environ 340 W/m 2 . [1] [7] Étant donné que l'absorption varie avec l'emplacement ainsi qu'avec les variations diurnes, saisonnières et annuelles, les nombres cités sont des moyennes à long terme, généralement moyennées à partir de plusieurs mesures satellitaires. [1]

340 W/m 2 de rayonnement solaire reçu par la Terre, soit une moyenne de

77 W/m 2 sont réfléchis vers l'espace par les nuages ​​et l'atmosphère et

23 W/m 2 sont réfléchis par l'albédo de surface, laissant

240 W/m 2 d'apport d'énergie solaire au bilan énergétique de la Terre. Cela donne à la Terre un albédo net moyen (en particulier, son albédo de Bond) de 0,306. [1]

Chaleur interne de la Terre et autres petits effets Modifier

Le flux de chaleur géothermique de l'intérieur de la Terre est estimé à 47 térawatts [8] et se répartit à peu près également entre la chaleur radiogénique et la chaleur résiduelle de la formation terrestre. Cela représente 0,087 watt/mètre carré, ce qui ne représente que 0,027 % du budget énergétique total de la Terre à la surface, dominé par 173 000 térawatts de rayonnement solaire entrant. [9]

La production humaine d'énergie est encore plus faible, à environ 18 TW. [ citation requise ]

La photosynthèse a un effet plus important : l'efficacité photosynthétique transforme jusqu'à 2% de la lumière solaire frappant les plantes en biomasse. 100 à 140 [10] TW (ou environ 0,08%) de l'énergie initiale sont capturés par la photosynthèse, donnant de l'énergie aux plantes. [ éclaircissements nécessaires ]

D'autres sources d'énergie mineures sont généralement ignorées dans ces calculs, notamment l'accrétion de poussière interplanétaire et de vent solaire, la lumière d'étoiles autres que le Soleil et le rayonnement thermique de l'espace. Auparavant, Joseph Fourier avait affirmé que le rayonnement de l'espace lointain était important dans un article souvent cité comme le premier sur l'effet de serre. [11]

Rayonnement à ondes longues Modifier

Le rayonnement à ondes longues est généralement défini comme l'énergie infrarouge sortante quittant la planète. Cependant, l'atmosphère absorbe initialement des parties, ou la couverture nuageuse peut refléter le rayonnement. Généralement, l'énergie thermique est transportée entre les couches superficielles de la planète (terre et océan) jusqu'à l'atmosphère, transportée via l'évapotranspiration et les flux de chaleur latente ou les processus de conduction/convection. [1] En fin de compte, l'énergie est renvoyée dans l'espace sous forme de rayonnement infrarouge à ondes longues.

Des observations satellites récentes indiquent des précipitations supplémentaires, qui sont soutenues par une augmentation de l'énergie quittant la surface par évaporation (le flux de chaleur latente), compensant les augmentations du flux de grandes ondes vers la surface. [12]

Si le flux d'énergie entrant n'est pas égal au flux d'énergie sortant, la chaleur nette est ajoutée ou perdue par la planète (si le flux entrant est plus grand ou plus petit que le flux sortant respectivement). Une étude acceptée pour publication dans Lettres de recherche géophysique (juin 2021) a signalé que les satellites et in situ les observations montrent indépendamment un doublement approximatif du déséquilibre énergétique de la Terre]] de la mi-2005 à la mi-2019. [13]

Mesure indirecte Modifier

Un déséquilibre dans le bilan radiatif de la Terre oblige les composants du système climatique à changer de température au fil du temps. L'océan absorbe efficacement l'énergie solaire et possède une capacité thermique bien supérieure à celle de l'atmosphère. La mesure de la variation de température est très difficile car elle correspond à des millidegrés sur le court laps de temps des mesures ARGO. Le changement du contenu thermique de l'océan (OHC) au fil du temps est la même mesure que l'anomalie de température au fil du temps.

Le bilan énergétique de la Terre peut être mesuré par les flotteurs Argo en mesurant l'anomalie de température ou, de manière équivalente, l'accumulation de la chaleur contenue dans l'océan. La teneur en chaleur de l'océan est restée inchangée dans l'océan extratropical nord et dans l'océan tropical au cours de la période 2005-2014. La teneur en chaleur de l'océan n'a augmenté que dans l'océan austral extratropical. [ citation requise ] Il n'y a aucune raison connue pour que l'océan austral extra-tropical connaisse une augmentation du contenu thermique de l'océan alors que le contenu thermique de l'océan reste constant sur la majeure partie de l'océan mesuré. La mesure nécessite une confirmation urgente à la fois par des mesures à plus long terme et par une autre méthode. Il est utile de noter que l'anomalie du contenu thermique océanique de la mesure du flotteur Argo est d'environ 3x10 22 joules, soit environ trois jours d'ensoleillement excessif sur une période de neuf ans, ou moins d'un

0,1% de variation de l'ensoleillement sur neuf ans. [ citation requise ]

Mesure directe Modifier

Plusieurs satellites mesurent directement l'énergie absorbée et rayonnée par la Terre, et donc par déduction le déséquilibre énergétique. Le projet Earth Radiation Budget Experiment (ERBE) de la NASA implique trois de ces satellites : le Earth Radiation Budget Satellite (ERBS), lancé en octobre 1984 NOAA-9, lancé en décembre 1984 et NOAA-10, lancé en septembre 1986. [14]

Les instruments Clouds and the Earth's Radiant Energy System (CERES) de la NASA font partie du système d'observation de la Terre (EOS) de la NASA depuis 1998. CERES est conçu pour mesurer à la fois le rayonnement solaire réfléchi (courte longueur d'onde) et le rayonnement émis par la Terre (longue longueur d'onde). [15] Les chercheurs ont utilisé les données du CERES, AIRS, CloudSat, LandSat et d'autres instruments EOS pour rechercher les tendances du forçage radiatif anthropique intégré dans les déséquilibres énergétiques observés. Ils ont présenté un modèle montrant une augmentation de +0,53 W m −2 (+/-0,11 W m −2 ) de 2003 à 2018 avec environ 20 % d'une diminution du rayonnement réfléchi à ondes courtes, et le reste d'une diminution de rayonnement sortant à grande longueur d'onde. [16] [17] [18]

Les principaux gaz atmosphériques (oxygène et azote) sont transparents à la lumière solaire entrante mais sont également transparents au rayonnement thermique (infrarouge) sortant. Cependant, la vapeur d'eau, le dioxyde de carbone, le méthane et d'autres gaz traces sont opaques à de nombreuses longueurs d'onde de rayonnement thermique. La surface de la Terre rayonne l'équivalent net de 17 % de l'énergie solaire entrante sous forme d'infrarouge thermique. Cependant, la quantité qui s'échappe directement dans l'espace n'est que d'environ 12% de l'énergie solaire entrante. La fraction restante, 5 à 6 pour cent, est absorbée par l'atmosphère par les molécules de gaz à effet de serre. [19]

Lorsque les molécules de gaz à effet de serre absorbent l'énergie infrarouge thermique, leur température augmente. Ces gaz rayonnent alors une quantité accrue d'énergie infrarouge thermique dans toutes les directions. La chaleur rayonnée vers le haut continue de rencontrer des molécules de gaz à effet de serre. Ces molécules absorbent également la chaleur, et leur température augmente et la quantité de chaleur qu'elles émettent augmente. L'atmosphère s'amincit avec l'altitude et, à environ 5 à 6 kilomètres, la concentration de gaz à effet de serre dans l'atmosphère sus-jacente est si faible que la chaleur peut s'échapper dans l'espace. [19]

Étant donné que les molécules de gaz à effet de serre émettent de l'énergie infrarouge dans toutes les directions, une partie se propage vers le bas et retourne finalement à la surface de la Terre, où elle est absorbée. La température de surface de la Terre est donc plus élevée qu'elle ne le serait si elle n'était chauffée que par le chauffage solaire direct. Ce chauffage d'appoint est l'effet de serre naturel. [19] It is as if the Earth is covered by a blanket that allows high frequency radiation (sunlight) to enter, but slows the rate at which the low frequency infrared radiant energy emitted by the Earth leaves.

A change in the incident radiated portion of the energy budget is referred to as a radiative forcing.

Climate sensitivity is the steady state change in the equilibrium temperature as a result of changes in the energy budget.

Climate forcings and global warming Edit

Climate forcings are changes that cause temperatures to rise or fall, disrupting the energy balance. Natural climate forcings include changes in the Sun's brightness, Milankovitch cycles (small variations in the shape of Earth's orbit and its axis of rotation that occur over thousands of years) and volcanic eruptions that inject light-reflecting particles as high as the stratosphere. Man-made forcings include particle pollution (aerosols) that absorb and reflect incoming sunlight deforestation, which changes how the surface reflects and absorbs sunlight and the rising concentration of atmospheric carbon dioxide and other greenhouse gases, which decreases the rate at which heat is radiated to space.

A forcing can trigger feedbacks that intensify (positive feedback) or weaken (negative feedback) the original forcing. For example, loss of ice at the poles, which makes them less reflective, causes greater absorption of energy and so increases the rate at which the ice melts, is an example of a positive feedback. [20]

The observed planetary energy imbalance during the recent solar minimum shows that solar forcing of climate, although natural and significant, is overwhelmed by anthropogenic climate forcing. [21]

In 2012, NASA scientists reported that to stop global warming atmospheric CO2 content would have to be reduced to 350 ppm or less, assuming all other climate forcings were fixed. The impact of anthropogenic aerosols has not been quantified, but individual aerosol types are thought to have substantial heating and cooling effects. [21]


Lesser Sources

Ordinary hot water is useful for energy even if it isn't suitable for generating electricity. The heat itself is useful in factory processes or just for heating buildings. The entire nation of Iceland is almost completely self-sufficient in energy thanks to geothermal sources, both hot and warm, that do everything from driving turbines to heating greenhouses.

Geothermal possibilities of all these kinds are shown in a national map of geothermal potential issued on Google Earth in 2011. The study that created this map estimated that America has ten times as much geothermal potential as the energy in all of its coal beds.

Useful energy can be obtained even in shallow holes, where the ground isn't hot. Heat pumps can cool a building during summer and warm it during winter, just by moving heat from whichever place is warmer. Similar schemes work in lakes, where dense, cold water lies on the lake bottom. Cornell University's lake source cooling system is a notable example.


3.6: Heat Budget at Earth's Surface - Geosciences

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Heat must be added to liquid water to make it evaporate, and when water vapor is formed, that heat is removed from the ocean and transferred to the atmosphere along with the water vapor.

When water vapor condenses into rain, that heat is then returned to the oceans.

The latent heat is normally expressed as the amount of heat (in units of joules or calories) per mole or unit mass of the substance undergoing a change of state.

For example, when a pot of water is kept boiling, the temperature remains at 100 °C (212 °F) until the last drop evaporates, because all the heat being added to the liquid is absorbed as latent heat of vaporization and carried away by the escaping vapour molecules. Similarly, while ice melts, it remains at 0 °C (32 °F), and the liquid water that is formed with the latent heat of fusion is also at 0 °C. The heat of fusion for water at 0 °C is approximately 334 joules (79.7 calories) per gram, and the heat of vaporization at 100 °C is about 2,230 joules (533 calories) per gram.


Open Research

All the data and software necessary to reproduce our results, obtained as described in Section 2, are publicly available. The plate model used can be downloaded from https://www.earthbyte.org/global-plate-boundary-evolution-and-kinematics-since-the-late-paleozoic/and the code used to calculate the seafloor age grids (Karlsen et al., 2019b ) can be downloaded from http://doi.org/10.5281/zenodo.3687548. This research was funded by the Research Council of Norway's (RCN) Centers of Excellence Project 223272 and RCN project 250111.

Please note: The publisher is not responsible for the content or functionality of any supporting information supplied by the authors. Any queries (other than missing content) should be directed to the corresponding author for the article.


Voir la vidéo: Le gradient géothermique