Terminale : les ondes

Chers lecteurs, bonjour,

En plus des cours en ligne que je propose en maths / physique / chimie en petits groupes (maximum 8), à prix très attractif, comme vous pouvez le voir (voir volet  » Formations« ), je vais poster ici des cours dédicacés aux étudiants de Terminale, afin de les préparer au mieux pour le bac, qui arrivera toujours, même si probablement plus tard que prévu vu les circonstances.

Voici aujourd’hui un cours complet sur les ondes – partie Physique / Chimie du programme – que je vous propose, avec la partie introduction, motivation qui est résumée dans la vidéo suivante (ou ici) :

Introduction, motivation

Pour voir la suite, c’est-à-dire les parties rappels de cours, quizz, méthodes et exercices finaux, incluant des questions de bac, appuyez bien entendu sur les liens concernés.

A bientôt, portez vous bien et sortez le moins possible 🙂

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Terminale : les suites

Chers lecteurs, bonjour,

en cette période de coronavirus, les étudiants ont besoin d’aide pour pouvoir travailler sereinement à la maison.

En plus des cours en ligne que je propose en maths / physique / chimie en petits groupes (maximum 8), à prix très attractif, comme vous pouvez le voir (voir volet  » Formations« ), je vais poster ici des cours dédicacés aux étudiants de Terminale, afin de les préparer au mieux pour le bac, qui arrivera toujours, même si probablement plus tard que prévu vu les circonstances.

Aujourd’hui, c’est donc un cours complet sur les suites que je vous propose, avec le contenu qui est résumé dans la vidéo suivante (ou ici) :

Introduction et motivation

Pour voir la suite, c’est-à-dire les parties rappels de cours, quizz, méthodes et exercices finaux, incluant des questions de bac, appuyez bien entendu sur les liens concernés.

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Coronavirus – cours en ligne de maths – physique / chimie pour les lycéens

Bonjour à tous chers lecteurs,

tout d’abord, portez-vous et restez bien chez vous afin de minimiser vos risques. Si vous sortez, n’oubliez pas votre attestation et les gestes barrière.

Dans le cadre de crise sanitaire que nous vivions à cause du Covid-19, je propose des cours en ligne de maths / physique / chimie en petits groupes (maximum 8), à prix très attractif, comme vous pouvez le voir (voir volet « Formations« ). Ces cours doivent servir à combler les incompréhensions majeures que les élèves de seconde, première et terminale rencontrent en raison du travail à domicile, quand ils sont livrés à eux-mêmes.

Les cours auront lieu tous les jours de semaine, de 17h à 18h pour la seconde, de 18h15 à 19h15 pour la première et de 20h à 21h pour la terminale.

Si vous êtes intéressés, n’hésitez pas à me contacter de préférence par email (je vous rappellerai par la suite) et ne trainez pas : les places sont très limitées.

Mais qui suis-je ? Voyez le volet « Qui suis-je » 🙂

@ bientôt et restez en bonne santé à la maison

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Cinématique à 1 dimension

Introduction

Cette année dans le coin des sciences, vous allez trouver essentiellement de la physique, celle des étudiants en première année d’école supérieure. Rassurez vous, je vais en parler de la manière la plus simple possible. Qui plus est, je ne vais pas me concentrer uniquement sur la science « fondamentale », mais aussi sur les applications technologiques et ou biologiques. Des références utiles seront systématiquement reprises en bas de l’article (en anglais et en français).

Bien entendu, je ne vais pas exposer un cours complet sur ce site. Ce serait trop long et fastidieux à écrire pour moi et à lire pour vous. Les livres de référence sont faits pour cela. Je vais donc me contenter de résumer ici les notions principales et de les appliquer à quelques exemples.  Comme la physique emploie des mots souvent plus spécifiques, vous serez amener à les apprendre et à les utiliser tout naturellement. En dehors de cet effort de mémorisation à effectuer, j’ai  espoir que les lignes qui suivent seront parfaitement lisibles pour tout un chacun 🙂

Commençons

Concentrons nous tout d’abord sur la description du mouvement à 1 dimension. C’est une partie de la mécanique qui s’appelle la cinématique ou étude du mouvement indépendamment des causes qui le provoque.

Le mouvement rectiligne d’un objet est décrit par sa position, sa vitesse et son accélération. La vitesse représente la variation de position effectuée en un certain temps. La vitesse moyenne est donc le changement de position \Delta x  effectué en un temps donné, divisé par ce temps \Delta t  : \bar v = \frac{\Delta x}{\Delta t}

La vitesse instantanée est la vitesse moyenne évaluée durant un temps extrêmement court (un temps infiniment court). Elle s’exprime donc comme la dérivée de la position par rapport au temps : v = \frac{dx}{dt}

De même, l’accélération moyenne est définie comme la variation de vitesse pendant un intervalle de temps donné, divisé par ce temps : \bar a = \frac{\Delta v}{\Delta t}

Et l’accélération instantanée est l’accélération effectué durant un temps infiniment court, c’est-dire que c’est la dérivée de la vitesse par rapport au temps : a = \frac{dv}{dt}

Avançons

Dans un graphe x-t, la pente de la courbe considérée, en tout point, donne la vitesse instantanée en ce point et la concavité de la courbe est reliée à l’accélération instantanée. Dans un graphe v-t, la pente représente l’accélération instantanée.  

L’accélération peut être soit calculée soit mesurée. Si les position et vitesse initiales sont connues, leurs valeurs ultérieures peuvent être déterminées à partir de l’accélération. Ce sont les équations du mouvement qui permettent de les établir.

Dans le cas où l’accélération est constante, ces équations sont reprises ici :

D’autre part, que l’accélération soit constante ou non, le déplacement effectué correspond à l’aire (l’intégrale définie) sous la courbe v-t et la variation de vitesse correspond à l’aire (l’intégrale définie) sous la courbe a-t. Les aires situées au-dessus de l’axe des temps sont comptées positivement et celles situées sous l’axe des temps sont comptées négativement.

Terminons

Sur la Terre, si on néglige la résistance de l’air, les objets en chute libre sont soumis à une accélération de 9.8 m / s^2. un objet lancé vers le haut, soit verticalement soit en oblique, est également soumis à cette accélération. Sa vitesse (dans la direction verticale) décroit graduellement jusqu’à s’annuler au point maximum de sa trajectoire.

Et un exercice pour voir si on peut le faire … 🙂

Enoncé 

Lorsqu’un train de voyageurs à grande vitesse, circulant à 161 km / h, arrondit un virage, l’ingénieur est choqué de constater qu’une locomotive est mal entrée sur la voie, depuis une voie de garage, et se trouve devant lui à une distance D = 676 m. La locomotive se déplace à 29,0 km / h. Le mécanicien du train à grande vitesse applique immédiatement les freins. a) Quelle doit valoir la décélération constante qui en résulte pour éviter une collision? (b) Supposons que l’ingénieur soit en x = 0 au temps t = 0 quand il repère pour la première fois la locomotive. Esquissez les courbes x(t) pour la locomotive et le train à grande vitesse dans le cas où la collision est évitée. ⁣

Réponse

⁣a) La décélération est une accélération négative. Comme indiqué dans l’énoncé, elle est constante. Un petit calcul indique qu’elle vaut – 0,994 m / s^2.

b) Un graphique est montré ci-dessous dans le cas où la collision est évitée (x le long de l’axe vertical est en mètres et t le long de l’axe horizontal est en secondes). La ligne du haut (ligne droite) indique le mouvement de la locomotive et la courbe du bas montre le mouvement du train de voyageurs. Comme la vitesse est la dérivée première de l’espace parcouru au cours du temps, c’est aussi la pente en chaque point sur les courbes indiquées. Pour la droite, cette vitesse (pente) ne change évidemment pas au cours du temps, tandis que pour la courbe (mouvement du train de voyageurs), on voit que la vitesse diminue au cours du temps (la pente, positive, diminue), ce qui signale bien une accélération négative. Cette dernière se signale aussi par une concavité vers le bas de la courbe (dérivée seconde le x par rapport à t négative).⁣

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Le climat – Septième épisode – l’effet de serre

Aujourd’hui, on va se pencher sur la notion d’effet de serre. Mais tout d’abord, bien qu’on nous en parle toujours,

Qu’est-ce que l’effet de serre ?

L’effet de serre est un terme populaire qui décrit le rôle joué par l’atmosphère en modifiant le bilan énergétique à la surface de la Terre, en élevant sa température moyenne. Le nom vient de l’analogie avec la serre du jardinier, qui transmet la chaleur du soleil, principalement le rayonnement visible, à l’intérieur. Les serres, en général, sont également opaques aux longueurs d’onde plus longues auxquelles le refroidissement radiatif a lieu. L’analogie devrait s’arrêter là, mais le terme est trop bien enraciné dans la littérature populaire pour l’ignorer.🙂

Dans l’effet de serre qui réchauffe la surface de la Terre, les vitres sont remplacées par certains gaz de l’atmosphère. Suivant la redistribution qui a lieu autour de la planète, l’énergie absorbée par le Soleil est en partie réémise dans l’espace. Comme la Terre est un émetteur beaucoup plus froid que le Soleil, cette réémission a lieu à des longueurs d’onde beaucoup plus longues, dans l‘infrarouge. Alors que l’atmosphère est assez transparente pour les longueurs d’ondes visibles, et donc pour le soleil entrant, elle est opaque pour la plupart des infrarouges. Cette opacité, rappelons-le, est due aux bandes d’absorption des constituants mineurs comme la vapeur d’eau, le dioxyde de carbone, le méthane et l’ozone, avec pratiquement aucune contribution des azotes moléculaires et des oxygènes (composants majeurs). Ces gaz absorbants ou « à effet de serre » représentent donc un très petit pourcentage de la composition de l’atmosphère (heureusement 🙂). Cependant, ce pourcentage est facile à mesurer, et est indiscutablement en augmentation.

L’augmentation de température, due à l’effet de serre, est-il notable ?

Les niveaux «naturels» ou préindustriels de gaz à effet de serre (principalement vapeur d’eau, dioxyde de carbone et méthane) ont donné lieu à une augmentation de la la température de surface d’environ 30-35 K. Cela signifie que la race humaine a dépendu, tout au long de son histoire sur la Terre, de l’effet de serre pour sa survie, sans laquelle la surface serait gelée partout.

Ouf, heureusement que ces gaz était présents à l’origine de la vie humaine, sinon nous ne serions pas là pour en parler ….🙂

L’inquiétude actuelle concernant le réchauffement climatique a trait à la possibilité que cet effet naturel soit renforcé d’environ 5 K au cours du siècle actuel par augmentation des concentrations de gaz à effet de serre d’origine humaine. En fait, une augmentation aussi importante de la température moyenne de surface ne serait dû qu’à un léger changement dans la composition atmosphérique globale. D’où, l’intérêt de surveiller les émissions de ces gaz minoritaires que nous engendrons ….

Une grande partie de la résistance populaire à l’idée que le réchauffement provoqué par l’effet de serre soit une menace actuelle semble être dû à la difficulté qu’ont beaucoup à comprendre que des modifications extrêmement petites et normalement imperceptibles de la composition atmosphérique peuvent être responsables d’une forte augmentation de température.

Ce qu’il faut souligner, c’est que la serre «naturelle», effet qui existait avant la révolution industrielle, est produit par les espèces présentes dans des parties inférieures à un sur mille (certains d’entre eux beaucoup moins que cela), et que celles-ci ont produit un réchauffement de quelque 35 K, sans quoi la Terre serait totalement inhabitable. Un changement de quelques pour cent suffit donc pour avoir des conséquences graves.

Les conséquences de l’effet de serre sont-elles faciles à déterminer ?

Bien entendu, l’effet de serre, comme le reste du climat, ne se comporte pas de manière linéaire, de sorte que le fait d’inventorier une augmentation des constituants mineurs de l’atmosphère ne signifie pas que la température augmentera proportionnellement. Certains polluants, en particulier les gaz soufrés tels que SO2 et H2S, produits à partir d’impuretés dans le charbon et le pétrole, forment des aérosols qui ont tendance à produire un refroidissement global et s’oppose donc aux effets du dioxyde de carbone et du méthane.

C’est une compréhension profonde des effets des différentes boucles de rétroaction complexes, dont certaines amplifient et d’autres réduisent la tendance au réchauffement climatique qui permet de déterminer ce qu’il en est réellement.

Et cette compréhension profonde reste difficile à acquérir à l’heure actuelle, mais ne doit pas nous empêcher d’agir dignement pour minimiser les risques 🙂

Comme elle ne joue aucun rôle direct dans le transport global de l’énergie, la surface de la Terre est à cet égard moins importante que l’atmosphère ou l’océan en tant que composante du système climatique. Cependant, la surface abrite tout sauf 0,05% de la biomasse de la Terre. Elle est le siège de la plupart (toutes ?) des activités humaines, et celles ci sont des facteurs importants déterminant la composition de l’atmosphère et son rôle clé dans la serre atmosphérique.

Comme on le sait, la teneur en oxygène de l’atmosphère est maintenue par la vie végétale verte, qui consomme du C02 et produit de l’oxygène au cours du processus de photosynthèse. Malgré les déforestations et autres maladies environnementales, la proportion d’oxygène dans l’atmosphère globale est supposée être stable à l’heure actuelle. Le plus important au niveau des plantes est leur rôle dans le bilan global du carbone. Les plantes du système terrestre, comme celles (phytoplancton) du système marin, produisent la même quantité de carbone chaque année.

Quid donc de l’influence humaine ?

La quantité de carbone dans l’atmosphère, principalement sous forme de dioxyde de carbone, mais aussi sous forme de méthane, et d’autres gaz, augmente toutefois régulièrement. On pense que la cause est anthropique, le principal responsable étant la demande croissante d’électricité produite par la combustion de combustibles fossiles. C02 et CH4 sont deux des gaz à effet de serre les plus puissants, en raison de leurs fortes bandes infrarouges, situés dans le spectre à des longueurs d’onde qui bloquent une partie de l’émission qui, autrement, aurait tendance à refroidir la planète.

Le résultat devrait être une tendance générale au réchauffement, ce qui semble être visible dans l’enregistrement de la température globale.

En résumé, les constituants atmosphériques mineurs bloquent le rayonnement infrarouge direct qui devrait avoir lieu de la surface de la Terre vers l’espace dans toutes les régions de longueurs d’onde sauf quelques-unes. Ainsi, seule une partie relativement faible du refroidissement de la surface terrestre a lieu directement par rayonnement dans l’espace. Au lieu de cela, la chaleur est transportée par convection vers le haut et la plupart des radiations atteignant l’espace quittent en fait l’atmosphère à un niveau plus élevé. Le fait que l’atmosphère doit rayonner non seulement vers le haut dans l’espace, mais également vers le bas, de retour vers la surface, est la base de l’effet de «serre» terrestre.

Voila voila, j’en ai fini pour cet article 🙂. J’espère que vous l’avez aimé. Si c’est le cas et que vous ne voulez pas raté les suivants, souscrivez à notre lettre et n’hésitez pas à laisser un commentairepour me faire partager votre avis, vos accords avec ce qui est écrit, vos objections 

[1] Elementary Climate Physics


Le climat – Sixième épisode – Transfert radiatif dans l’atmosphère

Dans le système climatique, l’énergie est transférée de deux manières principales : 1) par des mouvements dans l’atmosphère et l’océan, qui transportent l’air et l’eau chauds dans des régions plus froides et inversement, et 2) par transfert radiatif infrarouge, cette fois uniquement dans l’atmosphère, car l’océan est trop opaque pour permettre des transferts importants. 

La théorie du transfert radiatif, qui est un peu trop complexe pour être présentée ici 🙂, peut être décomposée en deux parties, qui concernent respectivement les rayonnements solaire (ondes courtes)et planétaire (ondes longues).

La grande différence entre les deux est que le premier (rayonnement solaire), bien qu’il soit absorbé et dispersé dans l’atmosphère, provient uniquement du soleil. Le second, le rayonnement planétaire, est lui émis par la terre, l’océan et toutes les parties de l’atmosphère. Les deux régimes se chevauchent à peine en longueur d’onde : pratiquement tout le flux d’énergie solaire est contenu dans la plage allant de 0,2 à environ 5,0 micromètres, qui comprend bien sûr la plage visible ainsi que les UV et le proche infrarouge. Aux contraire, les émissions planétaires ou terrestres se produisent entre 5,0 et 100 micromètres, souvent appelé le domaine de l‘infrarouge thermique.

Distributions de l’intensité émise par le Soleil et la Terre en fonction de la longueur d’onde

Parce que les couches de l’atmosphère sont toutes émettrices et absorbantes en même temps, le calcul détaillé des bilans énergétiques résultants et du profil de température à l’équilibre nécessitent des formules assez compliquées que nous ne présenterons pas 😞

Gardons les choses simples, n’est-ce pas ? 🙂

La théorie de le la radiation, basée sur la loi de radiation de Planck et les lois du transfert radiatif, affine notre compréhension des sources et des puits d’énergie dans l’atmosphère elle-même et nous permet d’étudier des concepts simplifiés comme des atmosphères en équilibre radiatif et de comprendre le bilan énergétique qui a lieu au niveau de la surface de la Terre.

Ainsi, l’absorption atmosphérique dans les deux régimes et l’émission dans l’infrarouge sont régis par les principes de la spectroscopie moléculaire qui décrivent l’interaction entre les molécules atmosphériques et les photons d’origine solaire et planétaire.

Ces lois conduisent à l’absorption et à l’émission dans des raies spectrales, regroupées en bandes, qui absorbent et émettent seulement à des longueurs d’ondes spécifiques qui sont différentes pour chaque espèce moléculaire. Elles expliquent également pourquoi les constituants mineurs de l’atmosphère comme le dioxyde de carbone sont si importants : ils ont de nombreuses bandes dans l’infrarouge, tandis que les espèces principales N2 et 02, en raison de leur simplicité et symétrie, n’en ont pas.

Une compréhension détaillée du transfert radiatif est également essentielle pour calculer la distribution en longueur d’onde de l’intensité du rayonnement quittant le sommet de l’atmosphère.

Les détails de cette distribution dépendent des profils de la température et de la composition de l’atmosphère située en-dessous. Leurs mesures et analyse constituent les bases des techniques de télédétection, qui dominent actuellement les mesures du système terrestre. Sans ces mesures, aucune compréhension quantitative de la physique du climat ne serait possible.

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Le climat – Cinquième épisode – L’océan et le climat

OUF, le temps avance et notre compréhension du climat également, au travers de cette série d’articles. Cher lecteur, nous allons voir ici le rôle joué par l’océan dans le climat.

Le climat sur la Terre serait, bien sûr, très différent sans les océans. Ces derniers stockent d’énormes quantités de chaleur et en échangent également des quantités importantes avec l’air et la terre. Tout se passe en fait comme si un vaste «tapis roulant» traversait les océans, transportant la chaleur entre les parties les plus chaudes et les plus froides du monde. La quantité de vapeur d’eau présente dans l’atmosphère, quant à elle, dépend à tout moment de l’équilibre global entre l’évaporation et les précipitations sur l’océan. L’océan est aussi une source, un puits ou un réservoir non seulement pour la vapeur d’eau, mais également pour plusieurs autres espèces atmosphériques importantes, comme le dioxyde de carbone (CO2).

Stockage de chaleur et transport

Alors que nous ressentons l’effet du climat principalement à travers l’atmosphère, 71% de la surface de la Terre est recouverte d’eau, dont 6% de glace. Cela représente un énorme réservoir de chaleur et d’humidité disponible pour effectuer des échanges avec l’atmosphère. La grande capacité de chaleur des océans retarde l’effet de toute tendance au réchauffement dans la basse atmosphère : seulement 60% de l’effet de l’activité industrielle depuis 1700 se manifeste dans les augmentations de température de surface enregistrées.

L’atmosphère et les océans sont couplés de manière dynamique. Les deux ont des schémas de circulation qui redistribuent la chaleur des tropiques à des latitudes plus élevées. Bien que l’océan se déplace moins rapidement que l’atmosphère, son stockage d’énergie est beaucoup plus grand. En fait, la partie supérieure des océans (jusqu’à 3m de la surface) a la même capacité calorifique que l’ensemble de l’atmosphère. La capacité de chaleur totale des océans est environ 1 000 fois supérieure à celle de l’atmosphère. La contribution nette de l’océan au flux de chaleur entre l’équateur et les pôles est la même que celle de l’atmosphère, avec l’océan dominant sous les tropiques tandis que l’atmosphère prend le dessus à des latitudes plus élevées.

Leur puissance combinée est d’environ 5 PW (5 x 1015 W), ce qui, à titre indicatif, équivalant à la production de plusieurs millions de centrales nucléaires.

L’océan réduit donc le contraste entre les températures à l’équateur et aux pôles et assure ainsi la stabilité du climat. Si sa circulation était perturbée, des changements majeurs pourraient néanmoins survenir. La haute teneur en sel de l’océan, et le fait qu’elle varie en raison du ruissellement de l’eau douce de la surface terrestre, font que la circulation océanique profonde est conduite par des gradients (différences) de densité dus à la salinité et à la température. L’avancée de calottes polaires au cours des âges de glace pourrait être due à des changements dans la circulation océanique et à un transport réduit de chaleur vers les hautes latitudes.

Cycle hydrologique

L’océan est au cœur du cycle hydrologique et détient environ 97% de l’eau de la Terre à tout moment, environ 10 milliards de kilomètres cubes d’eau. Le transfert d’une partie de cette eau entre l’océan, l’atmosphère et la surface terrestre constitue le plus grand mouvement de matière sur Terre. Outre les précipitations et d’autres aspects du bilan hydrique, la répartition de la vapeur dans l’atmosphère affecte le bilan radiatif de la Terre par la formation de divers types de nuages ​​et de la couverture de glace en surface.

Les variations d’humidité dans l’atmosphère et la formation des nuages ​ proviennent de l’évaporation des océans. Inversement, les flux d’eau douce de surface affectent la salinité et donc la circulation océanique. Cette dernière affecte à son tour le stockage et le transport de la chaleur par l’océan, un facteur majeur dans l’énergétique du système climatique.

Echange de C02 avec les océans

Le dioxyde de carbone est légèrement soluble dans l’eau. Il a donc tendance à s’éliminer de l’atmosphère et à pénétrer dans l’océan par l’action des précipitations et lors des ruptures de vagues sur les côtes. Environ un tiers du dioxyde de carbone rejeté chaque année par les combustibles fossiles (2 giga tonnes de carbone par an) est absorbé par l’océan, offrant une réduction importante de l’effet de serre causé par ce gaz.

On ignore combien de temps l’océan peut continuer à fournir ce service. Il est estimé que l’océan contient actuellement environ 50 fois plus de dioxyde de carbone que l’atmosphère. L’océan pourrait en être saturé et le taux d’absorption ralentirait alors. En fait, sachant que l’océan peut se réchauffer et que la solubilité du C02 dans l’eau diminue lorsque la température augmente, l’océan pourrait devenir une source nette de CO2 et fournir ainsi une rétroaction positive sur les tendances du réchauffement planétaire

Attention, attention donc au CO2 !!!

Une partie du CO2 en solution dans l’océan y est retenue en permanence, et subit finalement une sédimentation à la suite de réactions chimiques et de processus biologiques, formant des récifs coralliens et autres. Par exemple, le phytoplancton qui flotte dans les 200 m d’eau de surface consomme du C02 pendant la photosynthèse. Il le convertit ensuite en molécules plus complexes qui soit finissent comme nourriture pour les grandes espèces soit sombrent dans le lit de l’océan à la fin de la courte durée de vie du plancton (quelques jours).

Le taux auquel l’enlèvement net de CO2 par cette « pompe biologique » peut continuer dépend de la reproduction du phytoplancton, qui peut être très rapide ou presque nul, dépendant de la disponibilité des autres nutriments. Ces nutriments ont tendance à s’épuiser dans les couche superficielle, où l’énergie solaire est disponible et où la majeure partie du phytoplancton vit. Cependant, ces nutriments restent abondants à des profondeurs plus grandes. Ainsi, le phytoplancton (et les grands animaux marins comme les poissons qui s’en nourrissent) a tendance à prospérer à des endroits et à des moments où les remontées d’eau sont rapides dans l’océan.

Grâce aux nombreuses mesures effectuées, les chercheurs ont constaté que le taux d’échange de CO2 entre l’océan et l’atmosphère à la latitude moyenne du Pacifique varie d’une année à l’autre d’un facteur 4. Cette variation est apparemment due aux différences dans la structure de la température et des remontées d’eau dans l’océan ainsi qu’à l’affaiblissement des vents dans le moitié orientale du Pacifique lors des événements ‘El Nino’.

De telles fluctuations ajoutent évidemment à la difficulté d’estimer la budget global du C02 avec précision. Les meilleures estimations actuelles, n’expliquent pas un réchauffement climatique à moins qu’un grand composant non identifié, égal à environ un tiers de l’absorption totale par les océans chaque année, soit inclus artificiellement.

Il est crucial de comprendre cet écart, car la balance actuelle, qui est légèrement du côté de l’élimination du CO2 de l’atmosphère, mais qui est susceptible d’aller dans l’autre sens, en dépend de façon critique. Cet écart est probablement lié à l’incertitude des taux auxquels les processus connus absorbent le CO2 atmosphérique dans les océans, et ce qui arrive après cela.

Couplage dynamique entre l’atmosphère et l’océan

Le phénomène « El Nino » mentionné ci-dessus est maintenant connu pour avoir une importance dans les études climatiques qui va bien au-delà de son rôle de modérateur de la température de l’eau, et donc de réguler l’abondance du phytoplancton, dans le Pacifique oriental.

Plus souvent appelé El Nino-Southern Oscillation (ENSO) de nos jours, c’est l’exemple le mieux étudié de de l’interaction dynamique entre l’atmosphère et l’océan.

La base de cette interaction concerne la manière dont la température de surface de l’océan affecte le taux de chaleur et de transfert d’humidité dans l’atmosphère, produisant des variations des champs de pression qui entraînent les vents. En même temps, le vent proche de la surface a un effet important sur les mouvements des couches supérieures de l’océan et sur leur température, créant une boucle de rétroaction. Ce type de couplage conduit à des oscillations, avec de longues échelles de temps (quelques années pour ENSO) pour ces oscillations ayant lieu sur de grandes échelles spatiales. Il est maintenant reconnu que la compréhension intime de ce comportement est cruciale pour la réalisation de bons modèles de prévision climatiques sur des échelles de temps de plusieurs années à plusieurs décennies.

Transfert radiatif dans l’atmosphère

Dans le système climatique, l’énergie est transférée de deux manières principales : 1) par des mouvements dans l’atmosphère et l’océan, qui transportent l’air et l’eau chauds dans des régions plus froides et inversement, et 2) par transfert radiatif infrarouge, cette fois uniquement dans l’atmosphère, car l’océan est trop opaque pour permettre des transferts importants.

Cher lecteur, une compréhension détaillée du transfert radiatif sera donnée dans un prochain article.

Voila voila, j’en ai fini pour cet article 🙂 J’espère que vous l’avez aimé. Si c’est le cas et que vous ne voulez pas raté les suivants, souscrivez à notre lettre et n’hésitez pas à laisser un commentaire pour me faire partager votre avis, vos accords avec ce qui est écrit, vos objections 🙂

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La poussée d’Archimède – qu’est ce que c’est ?

On a déjà tous entendu parlé du célèbre cri poussé par Archimède dans sa baignoire : Euréka !

On lui attribue la découverte de son principe : le  principe d’Archimède sur les corps plongés dans un liquide. Archimède conçoit, sur ce principe, le plus grand navire de l’Antiquité, le Syracusia commandité par le tyran de Syracuse Hiéron II et construit par Archias de Corinthe vers 240 av. J.-C.

Mais qu’est ce que ce principe :

Tout corps entièrement immergé dans un fluide subit une force verticale, dirigée de bas en haut et d’intensité égale au poids du volume de fluide déplacé.

ou, de façon légèrement plus complète :

Tout corps plongé dans un fluide au repos, entièrement mouillé par celui-ci ou traversant sa surface libre, subit une force verticale, dirigée de bas en haut et opposée au poids du volume de fluide déplacé.

Ce second énoncé exprime bien que le fluide et le corps immergé doivent être au repos pour que le principe s’applique. Il exprime également que le principe s’applique même si le corps n’est pas entièrement immergé. Le principe ne s’applique pas seulement aux poissons, aux sous-marins ou aux plongeurs, mais aussi aux icebergs, aux bateaux, à vous sur votre matelas ou fauteuil d’apéritif gonflable dans votre piscine, … 🙂

En voici l’expression mathématique :

Poussée d’Archimède

Cette poussée d’Archimède est une force de contact répartie sur toute la surface de contact solide-fluide. Elle est due au fait que toute la surface d’un solide immergé dans un fluide (liquide, gaz) est constamment « frappée » par les molécules de ce fluide. Ces chocs sont à l’origine de la poussée d’Archimède.

Cette poussée s’exerce de façon bien effective sur le plongeur : c’est ce qui assure sa flottabilité.

En effet, à l’équilibre, le bilan des forces agissant sur le plongeur est tel que son poids et la poussée d’Archimède s’opposent.

Le poids apparent d’un plongeur est défini comme son poids réel diminué de la poussée d’Archimède. La flottabilité est, quand à elle, l’opposé du poids apparent.

Donc, si le poids réel est plus petit que la poussée d’Archimède, la flottabilité est positive et on flotte 🙂. Si par contre le poids réel est plus grand que la poussée d’Archimède, la flottabilité est négative et on coule. Enfin, si le poids apparent et la poussée d’Archimède sont égales en grandeur, la flottabilité est nulle et l’on est en position neutre, à l’équilibre.

Mais il y a aussi des forces de frottement

Si le corps solide se déplace par rapport au fluide, il apparaît des forces de « frottement fluide » sur toute la surface du solide. Ce n’est plus uniquement la poussée d’Archimède qui s’exerce là … !

Voici les forces qui s’exercent sur un parachutiste de 80 kg ayant sauté de l’avion et ouvert un peu plus tard son parachute supposé d’un volume de 10 m3. Est-ce que c’est la poussée d’Archimède qui le freine ?

Archimède et le parachute ?

Clairement la poussée d’Archimède de l’air sur le parachute ne compense pas le poids du parachutiste (poids du parachute négligé). Il y donc une autre force (principe d’inertie) qui doit agir pour éviter la chute libre du parachutiste … ! Ce sera l’objet d’un prochain article sur les forces de frottement … 🙂

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Le climat – Quatrième épisode – La circulation générale de l’atmosphère

La plupart des processus déjà discutés dans le troisième épisode sont liés à la circulation de l’atmosphère. C’est cette circulation qui transporte la chaleur, la quantité de mouvement, les nuages, l’eau, l’ozone et la pollution dans le monde entier. Le transfert d’énergie vers les pôles est essentiel à l’équilibre énergétique global. C’est lui qui permet de compenser la diminution de la puissance incidente du Soleil avec la latitude. Environ la moitié de ce transfert, d’un montant de plusieurs pétawatts (1 PW = 1015 W) se produisent dans l’atmosphère, et le reste dans les océans. 

Comment circule donc l’atmosphère terrestre?

La circulation océanique est couplée à celle de l’atmosphère par la quantité de mouvement et le transfert de chaleur entre les vents proches de la surface et la surface de l’eau. Si la Terre avait une surface uniforme et ne tournait pas, le chauffage solaire serait maximum au point sub-solaire et zéro partout ailleurs, du côté de la nuit. (Le point sub-solaire est le point situé à la surface de la Terre exactement à la verticale du soleil.) La persistance de cette situation conduirait à une circulation atmosphérique du point sub-solaire vers le point anti-solaire en passant symétriquement autour de l’équateur (voir la figure ci-dessous).

C’est simple, n’est-ce-pas ? Cependant cela ne décrit pas la réalité ! Considérons d’abord le cas de Vénus …

Grâce à l’observation de notre planète soeur, Vénus, nous savons qu’elle ne tourne qu’une fois en 243 jours terrestres. A cette faible vitesse de rotation, le chauffage solaire se redistribue autour de l’équateur de façon assez efficace pour rendre les pôles, situés sur l’axe de rotation, les endroits les plus froids de la planète (comme on en a l’habitude 🙂). De plus, on s’attend à ce que la circulation atmosphérique se compose principalement d’air ascendant dans la région chauffée, d’air descendant lorsque le refroidissement l’emporte sur le réchauffement et une circulation entre les deux.

Dans le cas de Vénus, l’air chaud aux basses latitudes monterait et se déplacerait vers les pôles, se refroidissant au fur et à mesure ; près des pôles, il descendrait et se déplacerait à un niveau plus bas vers l’équateur. (L’air chaud est moins dense que l’air froid et donc reste au dessus 🙂.) L’air complète ainsi une grande circulation appelée cellule de Hadley. Ce schéma simple semble bien décrire la circulation atmosphérique moyenne sur Vénus (voir la deuxième figure ci-dessous)

Circulation générale

Bon, et sur Terre alors ?

Sur Terre, ce schéma n’est hélas pas stable à cause d’une rotation plus rapide de la planète sur elle-même. Au lieu de cela, l’effet Coriolis (ah, voila de la mécanique) ajoute une composante parallèle à l’équateur aux flux en direction des pôles. Cet effet ferme la la circulation dans la cellule de Hadley en forçant le flux nord-sud dans une direction est-ouest avant de pouvoir atteindre les hautes latitudes. Plus loin les cellules se développent et, pour des raisons non intuitives mais démontrables, la rotation de 24 heures de la Terre provoque le développement de trois cellules de circulation dans chaque hémisphère au lieu d’un seul : les cellules de Hadley, de Ferrel et de Polar (voir la troisième figure ci-dessus).


Bref, il faut toujours que ce soit compliqué sur Terre. C’est sans doute pour cela que nous pouvons y vivre 🙂

En plus, cette image simplifiée (non, en plus c’est simplifié ! 🙂) n’est valable qu’en moyenne à long terme de la circulation atmosphérique générale. Elle explique seulement à moitié le transport de chaleur vers les pôles. L’autre moitié du transport méridional total est le résultat de tourbillons, dont font parties les systèmes orageux en latitude moyenne, les vagues et la turbulence sur une large gamme d’échelles de temps et d’espace.

Une question cruciale à laquelle les scientifiques ne peuvent pas répondre avec des modèles ou concepts physiques simples est :

Pourquoi la combinaison de transfert cellulaire et turbulent conduit au gradient de température particulier observé entre l’équateur et le pôle ?

Il s’agit là d’un facteur déterminant du climat et de son changement possible. Un élément de réponse est que le système climatique agit de manière à maximiser le taux de production d’entropie (c’est une espèce de principe directeur ; zut ! , encore de la thermodynamique).

Production d’entropie

Ainsi, il apparaît que le transfert d’énergie dynamique au sein du système climatique tend non seulement vers un état d’entropie maximum, comme l’exige le deuxième loi de la thermodynamique, mais aussi qu’elle va dans cette direction à la vitesse la plus rapide possible. L’explication, en gros, est que les processus impliqués sont complexes et chaotiques, et offrent donc une nombre infini de chemins menant à l’état de désordre maximal.

Chouette alors !, du désordre, du désordre 🙂 

(Le cycle d’absorption, de transfert et d’émission de radiations par le système climatique, qui implique un taux de production d’entropie supérieur à celui du transport de chaleur, n’a pas cette propriété et ne se comporte pas de cette manière.)

Voila voila, j’en ai fini pour cet article 🙂. J’espère que vous l’avez aimé. Si c’est le cas et que vous ne voulez pas raté les suivants, souscrivez à notre lettre et n’hésitez pas àlaisser un commentairepour me faire partager votre avis, vos accords avec ce qui est écrit, vos objections 🙂

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Le climat – Troisième épisode – L’atmosphère et le climat

Chère lectrice, cher lecteur, nous voici déjà dans l’épisode 3 des articles sur le climat et je vais décrire ici les effets liés à l’atmosphère sur le climat. Mais pour commencer en musique (ou du moins avec l’image et le son 🙂 ), revoyons d’abord ce qu’est l’effet de serre et quels sont les gaz à effet de serre. Nous décrirons alors comment l’atmosphère a évolué depuis les origines.

On pense que l’atmosphère terrestre primitive se composait principalement d’hydrogène et d’hélium dans des proportions d’environ 2 : 1. Cette atmosphère primitive a disparu en raison : 1) des températures de surface élevées qui prévalaient à l’époque, conduisant à la perte relativement rapide des gaz de faible poids moléculaire dans l’espace et 2) de l’action de piégeage du rayonnement intense et du flux de particules provenant du jeune Soleil dans sa phase ‘T Tauri’, qui fit disparaitre les molécules plus lourdes également.

Plus tard, une atmosphère secondaire a été produite lorsque les gaz ont été expulsés de l’intérieur de la planète. Sa composition était probablement similaire à celle qui est encore libérée par les volcans à l’heure actuelle (principalement de l’H20, avec un faible pourcentage de C02 et de S02, plus de plus petites quantités de CO, S, Cl2, N2 et H2) et des quantités inconnues, mais probablement significatives, de substances volatiles comme le NH3 (ammoniac) et le CH4 (méthane).

La vapeur d’eau se condensa lorsque la planète se refroidit et forma l’océan ; de l’oxygène fut produit par photosynthèse et de l’ozone par photochimie, le tout équilibré par l’échappement continu de gaz légers du haut de l’atmosphère, l’élimination du dioxyde de carbone par la formation de fossiles et la perte d’oxygène par des processus d’oxydation. C’est l’équilibre que nous constatons aujourd’hui.

Ouahhh, que de choses se sont déroulées depuis les origines ! Mais il y a plus … 🙂

Il y a une structure verticale de la température dans l’atmosphère, pourquoi, comment cela s’est-il produit ?

Je vous propose ici trois vidéos qui expliquent quelques concepts thermodynamiques (ou de mécanique des fluides) utiles pour comprendre ce qu’il se passe dans l’atmosphère. Si vous êtes allergiques aux mathématiques, passez simplement votre chemin et retrouvons nous en bas de chaque vidéo pour un résumé en 1 ligne de cette vidéo 🙂

Commençons par voir et comprendre pourquoi il y a une variation de pression avec l’altitude dans l’atmosphère.

Variation de pression avec l’altitude

La pression diminue donc de façon exponentielle avec l’altitude z dans l’atmosphère. C’est d’ailleurs ce qui permet aux avions de savoir à quelle altitude ils sont …

Ensuite, voyons comment le premier principe de la thermodynamique, mis sous forme adéquate pour étudier les transformation isobares (même pression) dans l’atmosphère nous permet de déterminer la variation de température avec l’altitude dans la troposphère.

1er principe de la thermodynamique pour étudier les phénomènes ayant lieu dans l’atmosphère
Variation de température avec l’altitude dans la troposphère

La température diminue donc avec l’altitude à une vitesse de 10°C (ou 10 K) par km, si l’air est sec, dans la troposphère. Brrr, il ne fait pas bon monter trop haut. L’Himalaya, très peu pour moi … 🙂

La structure verticale moyenne de la température de l’atmosphère résulte de l’équilibre entre le chauffage et le refroidissement à différents niveaux est illustré ici :

Variation de température et de pression avec l’altitude dans l’atmosphère

La séparation en grandes régions par la tendance générale à la hausse et la baisse des températures a conduit à l’attribution de noms à ces régions. Ainsi, les 10 km les plus bas, où la température baisse avec l’altitude, à une vitesse à peu près constante, est connue sous le nom de troposphère. ‘Tropos’ vient du mot grec qui signifie « tourner », une référence à l’importance des mouvements convectifs pour le transport vertical de la chaleur.

Convection – pour une poêle et dans l’atmosphère

Rappelons que le gradient adiabatique de la température par rapport à la hauteur, qui est juste stable vis-à-vis de la convection, peut être calculé simplement et vaut environ 10 K km-1, la valeur exacte dependant de la composition, et en particulier de l’humidité.

Au sommet de la troposphère (la tropopause), la température tend à devenir invariante avec la hauteur et l’atmosphère est stratifiée de façon stable (c.-à-d. que les couches d’air n’ont pas tendance à se déplacer ni vers le haut ni vers le bas), d’où le nom de stratosphère pour cette région.

Pour quelle raison ?

La principale différence entre la stratosphère et la troposphère est que, au-dessus de la tropopause, du à une densité atmosphérique plus faible, le rayonnement infrarouge est plus efficace que la dynamique de transfert vertical d’énergie, de sorte que la convection est supprimée. Un mouvement vertical de l’air se produit dans la stratosphère, bien sûr, généralement à cause des flux d’air et de la turbulence, mais pas aussi vigoureusement qu’en dessous de la tropopause, et dans des zones plus limitées.

Plus haut dans la stratosphère, la température recommence à augmenter et, au niveau de la stratopause, la température est presque revenue à la valeur de surface. Le réchauffement responsable de ce comportement est dû en grande partie à l’absorption de rayonnement à courte longueur d’onde provenant du Soleil, principalement dans la partie UV du spectre, et particulièrement par l’ozone. Evidemment, plus la densité diminue, moins l’absorption est importante et la température baisse également, atteignant sa valeur la plus basse (moins de 200K) près d’une altitude d’environ 80 km.

Cette zone où la température baisse continument est appelée la mésosphère. Assez confusément, puisque méso signifie moyen, la stratosphère et la mésosphère sont maintenant collectivement connues sous le nom d’atmosphère moyenne. De plus, l’expression  » basse atmosphère  » est utilisée pour désigner la troposphère et  » haute atmosphère” est utilisé pour tout ce qui est au-dessus de la mésopause.

La haute atmosphère présente des températures très élevées en raison de l’énergie libérée lors de la dissociation des molécules et des atomes atmosphériques sous l’influence des photons solaires énergétiques et des particules de rayons solaires et cosmiques.

Des couches de particules chargées (l’ionosphère) existent également. Bien qu’un peu de physique intéressante s’y trouve, cette région est trop faible en densité pour être d’une grande importance au niveau du bilan énergétique de la Terre ou du climat présent à la surface de la Terre.

On a donc vu jusqu’ici que des variations de pression, de composition et de température existent dans l’atmosphère. Quelle est la résultante de tous ces effets sur la dynamique de l’atmosphère ?

Dans toute l’atmosphère basse et moyenne, la pression varie en fonction de la hauteur. selon les lois familières de l’hydrostatique, comme je l’ai décrit ci plus haut. L’équation hydrostatique prédit que la pression diminue exponentiellement avec la hauteur dans une atmosphère isotherme. De fait, même lorsque les variations de température réelles décrites ci-dessus sont prises en compte, la diminution exponentielle de pression en fonction de la hauteur reste à peu près vraie.

À l’exception de la vapeur d’eau, la composition de la basse atmosphère est à peu près constante partout, puisque les autres constituants principaux (azote, oxygène, dioxyde de carbone et argon) sont en grande partie chimiquement inactifs et ne se condensent pas. Bien que l’oxygène soit important pour la formation d’ozone et que certains composés azotés soient actifs dans le cycle chimique qui détruit l’ozone, la fraction totale des atomes de N et 0 impliqués dans ces réactions est très faible par rapport à ceux qui composent la majeure partie de l’atmosphère sous forme de N2 et 02, de sorte que les abondances de ces derniers restent effectivement constantes.

D’autre part, les constituants mineurs de l’atmosphère peuvent être présents en quantité extrêmement variables et ont un rôle très important dans la physique du climat. La vapeur d’eau  est un puissant absorbeur de rayonnement infrarouge (c’est donc un gaz à effet de serre) et, bien sûr, le niveau d’humidité est un facteur clé dans la production de nuages et du transfert de chaleur latente. Les autres gaz à effet de serre comme le dioxyde de carbone et le méthane sont également des constituants mineurs de l’atmosphère, qui représentent beaucoup moins d’un pour cent du total. Quelques cycles chimiques ayant lieu dans l’atmosphère, comme ceux qui forment et appauvrissent la couche d’ozone stratosphérique, impliquent des gaz qui ne sont présents qu’en parties par million ou en parties par milliards, voire moins …

Par ailleurs, la structure de la température atmosphérique présente des variations, non seulement avec la hauteur, mais aussi avec la latitude et la saison. La figure ci-dessous montre une coupe transversale latitude-altitude de la température moyenne annuelle. 

Remarquons comment la hauteur de la tropopause varie en fonction de la latitude, étant plus élevée dans les régions équatoriales. Elle se trouve à son point le plus bas, souvent à moins de 8 km de la surface, aux latitudes élevées en hiver, et à son plus haut niveau au-dessus de l’Asie du Sud-Est, lors de la mousson d’été, où elle atteint parfois des sommets supérieurs à 18 km. Étant donné que la vitesse à laquelle la température baisse avec l’altitude est à peu près constante partout dans la troposphère, cela signifie que la tropopause est la plus froide dans les tropiques.

La tropopause est une surface dynamique qui peut se déformer et se  » plier « , ce qui apporte de l’air stratosphérique riche en ozone dans la troposphère, et parfois jusqu’à la surface, surtout pendant l’hiver polaire du nord. Le transfert dans la direction opposée se produit principalement dans les tropiques, qui ont les températures de surface les plus élevées et les vitesses de chauffe les plus rapides. Le transfert de la chaleur et de l’humidité vers le haut par convection y est particulièrement vigoureux. L’activité orageuse qui en résulte peut se manifester dans toute la tropopause, ce qui entraîne le transfert de grandes parcelles d’air dans la stratosphère. Il s’agit probablement du principal mécanisme de transfert de l’air troposphérique pollué, y compris les composés chlorés nocifs pour la couche d’ozone, dans la stratosphère.

Voila voila, j’en ai fini pour cet article 🙂 J’espère que vous l’avez aimé. Si c’est le cas et que vous ne voulez pas raté les suivants, souscrivez à notre lettre et n’hésitez pas à laisser un commentaire pour me faire partager votre avis, vos accords avec ce qui est écrit, vos objections 🙂

[1] Elementary Climate Physics

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