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Première
D
S.V.T
Cours
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l. L'énergie reçue par la terre
l.1 L'énergie du soleil
La terre reçoit du soleil l’essentiel de son énergie externe.
La constante solaire mesure l'énergie du rayonnement solaire émise vers la terre. Elle s'exprime par unité de surface (environ 1400 W/m2 pour un rayonnement solaire arrivant perpendiculairement sur une surface plane).
Vue du soleil la terre apparaît comme un disque; la surface «apparente» de réception du rayonnement solaire est donc de \(\pi {R^2}\) (R est le rayon .du globe terrestre, soit 6400 km).
En fait, le rayonnement est reçu par une surface sphérique (\(4\pi {R^2}\)), quatre fois plus étendue que la surface apparente.
La constante solaire effective devient donc de \(\frac{{1400}}{4} = 350\) W/m2
l.2. Les origines possibles de l'énergie solaire
Les analyses chimiques montrent que le soleil est essentiellement formé d'hydrogène.
ᴏ L'origine chimique
Les scientifiques évaluent la «durée de vie» d'une combustion connaissant la masse de combustion et la quantité d'énergie libérée par la réaction par unité de temps.
Si l'énergie solaire résultait uniquement de la combustion chimique de l'hydrogène, c’est-à-dire de son oxydation par le dioxygène, on aurait ceci :
\({H_2} + \) \(\frac{1}{2}{O_2}\) \( \to \) \({H_2}O + E\)
On peut supposer que la masse globale du soleil ne varie pas et que, au départ, il est formé uniquement d’\({H_2}\) et d'\({O_2}\), représentant les \(\frac{2}{{18}}\) de la masse totale.
Le temps de vie du soleil est alors donné par la formule :
\(T = \frac{{m.Q}}{L}\)
T = la durée de vie du soleil en secondes,
Q la quantité d’énergie(en J/kg) fournie par la combustion de 1kg d'\({H_2}\) qui vaut : \({Q = 14,31 \times {{10}^7}}\)
L la luminosité solaire (en J/s ou en W),
m la masse (en kg) du dihydrogène mis en jeu
La durée de vie du soleil serait seulement de 2600 ans ce qui n’est pas le cas, on conclut que, l'énergie solaire aurait donc une autre origine. '
ᴏ L’origine gravitationnelle
Vers 1854, Helmholtz émis l'hypothèse de la contraction gravitationnelle du soleil libérant une énergie, pour moitié échauffant le gaz, pour moitié sous forme de rayonnement, de formule :
\(E = \frac{3}{2}\frac{{G.{M^2}}}{{5r}}\)
E est l’énergie rayonnée,
G = constante gravitationnelle ( \(6,67 \times {10^{ - 11}}\) m3/kg.s2 ),
M = masse du soleil et r= rayon du soleil.
Il pourra alors rayonner pendant \({10^{41}}\) jours seulement.
ᴏ L’origine thermonucléaire
Dans des conditions extrêmes de température et de pression, les noyaux des atomes d'hydrogène (ou protons) peuvent « fusionner » en noyau plus volumineux d’hélium: c'est la fusion thermonucléaire.
Au cours de ces réactions, une partie de la matière est convertie par en énergie (la disparition de 1g de matière produit \(9 \times {10^3}\) joules; si la réaction dure 1 seconde, cela représente une puissance de 90 milliards de KW). Or, ces conditions extrêmes existent au «cœur» du soleil; chaque seconde, 4 000000 de tonnes de matières y sont ainsi converties en énergie suivant la formule d'Einstein:
\(E = m.{C^2}\)
E est énergie totale libérée (en J),
m la perte de masse (en kg),
\(C = 3 \times {10^8}\) m/s (vitesse de la lumière dans le vide). Par ailleurs, on admettra que
\(7 \times {10^{ - 3}}\) seulement de la masse de combustible ayant subi la fusion est convertie en énergie, et que, le soleil s'éteindra seulement quand le \(\frac{1}{{10}}\) de sa masse actuelle aura subi cette réaction. Il brillera de ce fait pendant le temps :
\(T = \frac{E}{L}\)
T la durée de vie du soleil (en secondes),
E l’énergie libérée pendant la fusion en joules (J),
L la luminosité solaire (en J/s ou en W).
L'application numérique de cette formule nous donne : \(T = 1,26 \times {10^{45}}\) J.
La durée de vie du soleil n'est donc pas infinie. Quand les réactions nucléaires cesseront, ses rayons lumineux disparaitront également de la surface de la terre.
Le soleil rayonne dans l'espace cette énergie, essentiellement sous forme de radiations électromagnétiques (photons, rayons \(\gamma \), rayons X…), elles transportent 98 % de l'énergie rayonnée).

Il- Le devenir du rayonnement solaire à la surface de la terre
II.1- La quantité du rayonnement solaire reçue par la terre
Dans la haute atmosphère, les-ultraviolets sont presque totalement arrêtés par l'ozone. Le rayonnement solaire est modifié lors de la traversée de l'atmosphère selon deux processus :
- L'absorption
- La diffusion-réflexion.
Selon leur nature, les particules de l'atmosphère peuvent absorber la lumière (particules inorganiques) ou la diffuser (particules organiques). Les particules ayant absorbé de l'énergie lumineuse sont échauffées et réémettent un rayonnement infrarouge qui contribue à échauffer l'atmosphère, le sol et l'eau. La surface du sol ainsi que les nuages jouent aussi le rôle de réflecteurs.
ll.2- L'énergie émise par la Terre
L'énergie reçue du soleil est réémise par la surface du sol dans le domaine de l'infrarouge.
En première approximation, on considère que la surface du sol se comporte comme un corps noir.
Dans ce modèle physique, l'émission d'énergie thermique est directement liée à la température du corps noir. Celle du sol étant de 15°C en moyenne. La terre émet en moyenne 350 W/m2 (dans l'infrarouge). Or, le bilan énergétique global du globe montre qu'en dehors de l'atmosphère, l'émission d'énergie thermique en direction de l'espace est seulement de 240 W/m2, ce qui correspond à l'émission d'un corps noir à. - 18°C. La différence entre ces deux valeurs est la conséquence de l'effet de serre. L'atmosphère est presque totalement opaque au rayonnement infrarouge émis par la planète, la vapeur d’eau et le dioxyde de carbone étant les principaux acteurs de cette absorption.
Ce rayonnement est partiellement renvoyé vers la terre et continu à la réchauffer. Le réchauffement reste cependant limité en raison des phénomènes compensateurs qui se produisent dans la basse atmosphère et sont consommateurs d'énergie : il s'agit d'une part des mouvements de convection entre l'air chaud et l'air froid, d'autre part de la chaleur latente d’évaporation et de condensation de l'eau.
bilan reactif planete terreTitre : Le bilan radioactif complet de la planète terre avec le flux d’énergie exprimés en watts/m2
(1) La chaleur latente (86)
La chaleur latente est la chaleur (énergie) nécessaire pour changer l'état physique d'une matière.
Dans l’atmosphère, on a affaire à la chaleur latente d’évaporation, qui est l’énergie consommée pour vaporiser l’eau, elle est restituée lors de la condensation de la vapeur d’eau dans les nuages.
(2) La chaleur sensible (15)
La chaleur sensible est la chaleur (énergie) nécessaire pour modifier la température d'un corps.
Dans l’atmosphère, c’est l’énergie consommée par les mouvements atmosphérique de convection entre les masses d’air chaudes (ascendantes) et les masses d’air froides (descendantes)
ll.3 La puissance solaire
L’échauffement de chaque corps est proportionnel à l'apport d'énergie ; mais il dépend également des propriétés du corps, en particulier son «coefficient d'échauffement» ou chaleur massique C (en J/kg).
La relation entre l'échauffement d'un corps et l'énergie reçue est donnée par la formule :
\(\Delta T = \) \(Tf - Ti\) \( = \frac{E}{{MC}}\)
\(Tf\) est la température finale (en °K),
\(Ti\) la température initial (en °K),
M e masse du corps échauffé en kg)
E l’énergie reçue (en J).
La puissance solaire correspond à la puissance (P) reçue au sol, perpendiculairement aux rayons au soleil.
\(P = \frac{E}{{t \times S}}\)
Avec P en W/m2, E en J, t en secondes(s) et S en m2, ainsi :
\(P = \) \(\frac{{MC(Tf - Ti)}}{{t \times S}}\)

III La notion D’ALBEDO
On appelle albédo le rapport entre l'énergie réfléchie et l'énergie incidente. C'est aussi la proportion (en %) d'énergie solaire réfléchie vers l'espace.
En moyenne l'albédo terrestre est de 30%, soit de 102 W/m2.Cependant, les mesures satellitaires permettent de calculer les variations de l'albédo tout autour de la planète. Celui-ci varie bien sur selon la nature de la surface réfléchissante.
Quelques notions importantes
Le flux d'émission : Une unité de surface d'un corps émet durant une unité de temps une quantité d'énergie appelée flux d'émission (noté Fémi). . ‘
Le flux d'absorption : Quand une surface reçoit un flux d'énergie, la fraction transformée en énergie interne est appelée flux absorbé (noté Fabs)
La réflexion et diffusion : Au lieu d'être absorbé, le rayonnement incident sur une paroi peut être directement renvoyé par la paroi. Dans ces conditions, on distingue deux cas :
Si le renvoi obéit aux lois de l'optique géométrique (un angle d'incidence, un angle de réflexion), c'est une réflexion. S'il se fait dans ‘toutes les directions (même si l'on a une seule direction incidente), c'est alors une diffusion. L'onde diffusée ou émise a la même fréquence que l’onde incidente.
La somme de ces deux flux est notée Fref.
La transparence et l’opacité ;
Un milieu peut transmettre intégralement l'onde incidente, il est alors appelé milieu transparent. Le vide est un exemple de milieu transparent
Un corps ne transmettant aucune partie du rayonnement incident est dit corps opaque.
Le flux incident Fi
C’est la puissance surfacique du rayonnement incident en un point considéré de la surface du corps étudié. Il est soit réfléchi, soit absorbé. On a donc la relation suivante :
\(Fi = Fref + Fabs\)
Le flux surfacique partant du corps est la somme du flux émis et du flux réfléchi. On a donc la relation suivante :
\(Fp = Fref + Femis\)
Une surface réelle est caractérisée par son pouvoir absorbant. On note \(\alpha \) le coefficient d'absorption donné par la formule suivante :
\(\alpha = \frac{{Fabs}}{{Fi}}\)
L’albédo est alors donné par la formule :
\(A = \frac{{Fref}}{{Fi}}\)
La valeur de l’albédo permet de connaître la part de l'énergie incidente qui est absorbée.
L’albédo global de la terre est de 0,3, ce qui signifie que seule 70 % de l’énergie solaire est retenu par la terre.
rayonnement solaireTitre : Représentation globale des modifications subies par le rayonnement solaire incident après son entrée dans l'atmosphère terrestre

IV - Les mouvements atmosphériques et océaniques
lV-1 L’inégale répartition de l’énergie solaire à la surface de la terre
En un point donné, le rayonnement solaire reçu par la terre est plus grand le jour que la nuit, plus important les jours chauds que les jours froids. En raison de la forme de la terre, l’épaisseur de l'atmosphère traversée est plus importante au pôle qu'à l'équateur.
Le bilan radiatif, c’est-à-dire la différence entre le rayonnement infrarouge réémis par une surface est déficitaire dans les régions polaires et excédentaires dans la zone intertropicale. Un important transfert d'énergie se réalise entre ces deux régions et tend à rétablir l'équilibre, constituant ainsi le moteur des déplacements de masse d'air.
IV-2- Les mouvements atmosphérique
Les mouvements atmosphériques trouvent leur origine dans les différences de température entre les zones de basses et hautes latitudes.
♣ Aux latitudes équatoriales, les masses d'air sont surtout sensibles aux effets thermiques.
Elles ont tendance à monter au-dessus des régions chaudes de l'équateur (créant ainsi une zone de dépression) et à redescendre aux latitudes plus élevées (entraînant la formation de zones de hautes pressions comme l’anticyclone des Açores).
La circulation atmosphérique s'effectue alors dans les cellules de convection (cellules de Hadley) qui ceinturent l'équateur au nord et au sud.
mouvement atmospherique
Titre : La déformation des cellules de convection aux latitudes moyennes par la force de Coriolis
Aux basses latitudes (de 0° à 30° de latitude), ce sont les alizés.
Aux moyennes latitudes (de 30° à 60° de latitude), ce sont les vents d’ouest.
Aux hautes latitudes, ce sont les vents d’est.
• Dans les régions polaires, l'air très froid. donc très lourd, crée un anticyclone thermique au niveau du sol. Cet air glisse au sol vers les latitudes tempérées (jusqu'au 60° parallèle) où se trouve une ceinture de basse pression avant de remonter ensuite en direction des pôles.
• Entre les cellules équatoriales et les cellules polaires, les mouvements de convection des masses sont très affectés par la rotation de la terre (force de Coriolis), la circulation atmosphérique devient ondulatoire contournant les zones de basses et de hautes pressions.
• Les vents sont les signes les plus évidents des mouvements des masses d’air atmosphérique. Normalement ces mouvements s'effectuent des zones de hautes pressions (anticyclones) vers les zones de basses pressions (dépressions). Mais le vent ne souffle pas en ligne droite des anticyclones vers les dépressions. Il est dévié en fonction de la force due à la rotation de la Terre ou force de Coriolis. Dans l'hémisphère Nord, le sens du vent est tel qu’un observateur qui le suivrait, aurait toujours à sa droite les hautes pressions.
♣ Aux latitudes moyennes
Il se crée ainsi des cellules cycloniques (dépressionnaires) et anticycloniques dont le développement au cours de l’année règle le climat des régions tempérées.
♣ Aux hautes latitudes
L’ensoleillement est faible, Contrairement aux basses latitudes où le réchauffement des masses d’air est le moteur de la convection, les cellules polaires sont initiées par un refroidissement des masses d’air.
IV-3- Les mouvements océaniques
Les grands mouvements d’ensemble des océans sont de deux types, les courants superficiels et les courants profonds.
Deux moteurs agissent sur les courants océaniques : les vents d'une part, les différences de densité de l’eau d’autre part. Les vents affectent surtout les couches océaniques superficielles. Les grands courants océaniques à l'échelle de la planète ont les mêmes caractéristiques que les mouvements atmosphériques.
Les différences de densité de l'eau de mer, liées à la température et à la salinité, entraînent aussi des mouvements océaniques. Trois notions de physique sont donc à prendre en compte : '
1- À une même température précise, l'eau salée est plus dense que l'eau douce;
2- La densité de l'eau de mer augmente lorsque la température diminue, à l'inverse de l'eau douce ;
3- Quand l'eau de mer gèle, le sel est expulsé; elle devient alors plus salée et donc plus dense. '
courant oceaniqueTitre : Les grands courants océaniques de surface
À une profondeur de 100 à 200 m, la température des eaux océaniques chute brutalement, séparant les eaux de surface plus légères (et affectées surtout par les vents) des eaux profondes plus denses. Ces dernières, qui ne sont pas soumises à l'action des vents, présentent des mouvements très lents et parcourent la totalité d'un océan entre le sud et le Nord, Alors que la circulation des eaux superficielles est rapide, celle des eaux profondes est très lente. Ainsi, de grands courants marins froids et salés, parcourent les fonds des différents océans du globe.
courants oceaniquesTitre : La circulation océanique profonde est déterminée par des différences de températures et de salinité