Mots clés : rayonnement thermique, effet de serre, atmosphère, albédo, radiation terrestre, absorption du rayonnement, émission infra-rouge, bilan radiatif

Le bilan radiatif de la Terre

Vincent Daniel

ENS-Lyon

Florence Kalfoun

ENS Lyon / DGESCO

21 - 10 - 2003

Résumé

Troisième partie du cours sur le rayonnement thermique, l'effet de serre et le bilan radiatif de la Terre.


L'absorption de la partie non réfléchie du rayonnement solaire ( flèches jaunes ) par l'atmosphère et la surface terrestre réchauffe le système climatique. Pour se refroidir, ce dernier doit émettre de l'énergie vers l'espace sous forme de rayonnement. Cette émission provient de la surface elle-même, mais aussi des nuages et de différentes molécules atmosphériques. Ces corps étant à des températures entre 220 et 300K, cette émission s'effectue dans l'infrarouge ( flèches rouges ).

Figure 1. Les transformations de l'énergie solaire incidente, rappell des différents processus du bilan radiatif terrestre

Les transformations de l'énergie solaire incidente, rappell des différents processus du bilan radiatif terrestre
Les transformations de l'énergie solaire incidente, rappell des différents processus du bilan radiatif terrestre

Les chiffres sont basés sur un flux de 100 W/m2 au sommet de l'atmosphère. On peut aussi raisonner en pourcentage des 340 W incidents au sommet de l'atmosphère. 1-Énergie absorbée par la vapeur d'eau, l'ozone et les poussières ; 2-Réflexion par l'air ; 3-Énergie absorbée par les nuages ; 4-Réflexion par les nuages ; 5-Énergie absorbée par la surface et Réflexion par la surface ; 6-Émission nette de la surface aux grandes longueurs d'ondes ; 7-Émission nette par la vapeur d'eau, l'O3, le CO2 et les autres gaz à effet de serre ; 8-Flux de chaleur sensible ; 9-Flux de chaleur latente ; 10-Émission par les nuages.


Énergie absorbée par la vapeur d'eau, l'ozone et les poussières : Au fur et à mesure de leur pénétration dans l'atmosphère, les photons solaires entrent en collision avec des molécules atmosphériques et sont progressivement absorbés. Dans la mésosphère, c'est l'oxygène qui absorbe les radiations les plus énergétiques. Dans la stratosphère, l'absorption des radiations ultraviolettes est assurée par différentes bandes d'absorption de l'ozone. Enfin, les bandes de Chappuis de l'ozone absorbent les radiations visibles jusque dans la troposphère. L'absorption des radiations du proche infrarouge a lieu dans la troposphère principalement par la vapeur d'eau.

L'absorption de la lumière visible réchauffe directement l'atmosphère. L'absorption par l'ozone des radiations ultraviolettes est la principale source de chaleur dans la stratosphère. L'échauffement est maximal à la stratopause. Il peut atteindre 18 K/jour près du pôle d'été. La troposphère est réchauffée principalement par les bandes d'absorption de H20 dans le visible et proche infra-rouge.

Réflexion par l'air : Il s'agit de la diffusion de la lumière du soleil par les molécules atmosphériques et par les particules les plus fines de l'atmosphère, une partie des cette diffusion se trouvant réfléchie vers l'espace. Ces cibles diffusantes étant de petite taille devant la longueur d'onde lumineuse, on parle de diffusion de Rayleigh. Une partie de cette lumière est diffusée vers la Terre (c'est pourquoi nous voyons le ciel bleu), une autre est diffusée vers l'espace. C'est cette partie qui constitue le flux lumineux réfléchi par l'air. Il représente la contribution de l'air à l'albedo planétaire auquel s'ajoute le flux réfléchi par les nuages et le flux réfléchi par la surface. La valeur de ce flux varie peu sauf si l'atmosphère est particulièrement chargée en fines particules.

Énergie absorbée par les nuages : Il s'agit du flux d'énergie solaire absorbé par les gouttelettes d'eau présentes dans les nuages. Ce flux d'énergie absorbé est faible et dépend de la teneur en eau du nuage.

Réflexion par les nuages : En réalité il s'agit de la diffusion de la lumière du soleil par les gouttelettes d'eau. Les particules étant grandes devant la longueur d'onde lumineuse, on parle de diffusion de Mie. Une partie de cette lumière est diffusée vers la Terre (c'est pourquoi nous voyons les nuages blanc-gris), une autre est diffusée vers l'espace. C'est cette partie qui constitue le flux lumineux réfléchi par les nuages. Il représente la contribution des nuages à l'albedo planétaire auquel s'ajoute le flux réfléchi par les molécules atmosphériques et les petites poussières et le flux réfléchi par la surface. La valeur de ce flux varie beaucoup suivant le contenu en eau du nuage. Les cumulonimbus chargés d'eau diffusent beaucoup la lumière et apportent une forte contribution à l'albédo planétaire. En revanche, les cirrus fins composés de cristaux de glace réfléchissent peu la lumière visible.

Figure 2. Les images satellitales dans le canal visible sont une mesure directe du flux lumineux réfléchi

Les images satellitales dans le canal visible sont une mesure directe du flux lumineux réfléchi
Les images satellitales dans le canal visible sont une mesure directe du flux lumineux réfléchi

Les nuages réfléchissants sont très blancs. Les nuages peu réfléchissants sont invisibles. Sur une image satellitale, on peut remarquer les points très blancs au voisinage de l'Équateur météorologique. Il s'agit de cumulonimbus. Les voiles de cirrus souvent présents aux latitudes de 15-20° Nord et Sud sont invisibles. Ceci est très visible sur l'image ci-contre au dessus du Sahara.


L'apparition ou l'augmentation de la couverture nuageuse induit une augmentation de l'albédo dû aux nuages. Si les nuages se forment au dessus d'une surface à albédo élevé (désert, glace), l'albédo plus faible des nuages va écranter le fort albédo de la surface. L'albédo planétaire sera plus faible et le forçage radiatif augmentera. En revanche, au dessus d'une surface à albédo moyen ou faible, l'albédo planétaire va augmenter et le forçage radiatif diminuer. Comme la Terre est principalement couverte d'eau et de forêts, l'augmentation de la couverture nuageuse induit un forçage radiatif négatif dans le domaine des courtes longueurs d'onde.


Énergie absorbée par la surface : La surface terrestre n'absorbe qu'environ 50% de l'énergie solaire incidente au sommet de l'atmosphère. L'autre partie est soit absorbée par les composants de l'atmosphère soit diffusée. L'énergie radiative incidente à la surface est transformée en énergie interne et réchauffe la Terre.

On remarque que la surface terrestre ne peut être considérée comme un corps noir puisqu'elle n'absorbe pas toute l'énergie incidente : sur les 55 W incidents, 4 sont réfléchis et 51 sont absorbés. On rappelle que par définition un Corps Noir absorbe toute l'énergie incidente.

La valeur de ce flux varie suivant le flux incident à la surface qui dépend notamment de la couverture nuageuse. Il dépend aussi de la nature de la surface : une surface gelée réfléchit plus la lumière visible si bien que l'énergie absorbée est plus faible. Ainsi, sur les 340 W/m2 (1/4 de la constante solaire) arrivant au sommet de l'atmosphère, seuls 51 % (soit 173 W/m2) sont absorbés.

Émission nette de la surface aux grandes longueurs d'ondes : Il s'agit du flux énergétique net émis sous forme de rayonnement énergétique (infrarouge) par la surface terrestre.

Figure 4. Spectres d'émission de 2 corps noirs

Spectres d'émission de 2 corps noirs
Spectres d'émission de 2 corps noirs

La surface terrestre qui absorbe comme un corps réel ou corps gris doit réémettre les 51 W absorbés pour être en équilibre radiatif. Une partie de cette énergie est émise sous forme de rayonnement lumineux dans un domaine de longueurs d'ondes donné par la loi de Wien. Puisque le température de la Terre est d'environ 300K, elle émet dans le domaine infrarouge (autour de 10 μm).


Sur les 21 W nets émis à la surface, seuls 35 % sont directement émis vers l'espace. 65 % sont absorbés par la vapeur d'eau, les molécules de gaz carboniques et des autres gaz à effet de serre. Ces molécules absorbent dans le domaine d'émission de la Terre puis réémettent à des longueurs d'onde légèrement plus élevées cette énergie vers l'espace et vers la Terre. Ces radiations émises vers la Terre la réchauffe et augmente la température de la surface terrestre de 32°C (de -18°C à 15°C). On parle de flux net car il s'agit de la différence entre la totalité du flux émis et le flux réémis par les gaz à effet de serre vers la surface terrestre.

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Émission nette par la vapeur d'eau, l'O3, le CO2 et les autres gaz à effet de serre : Il s'agit du flux énergétique net émis sous forme de rayonnement énergétique (infrarouge) par l'ensemble des molécules de l'atmosphère. L'émission infrarouge est associée à un refroidissement local. Comme le Corps Noir, les molécules émettent un rayonnement pour se refroidir et équilibrer l'énergie absorbée. L'émission n'a lieu que dans les bandes d'absorption (ou d'émission). Il faut donc que la température locale soit celle du Corps Noir émettant à la longueur d'onde de la bande d'émission. Ainsi, plus on descend dans l'atmosphère plus l'émission se fera par les bandes centrées sur de faibles longueurs d'onde. Émission IR et refroidissement atmosphériques sont donc intimement liés :

Figure 5. Refroidissement infrarouge en fonction de l'altitude

Refroidissement infrarouge en fonction de l'altitude
Refroidissement infrarouge en fonction de l'altitude

La stratosphère est principalement refroidie par l'émission IR du gaz carbonique. Ce refroidissement est associé à l'émission par la bande située à 15 μm. Dans la haute stratosphère , la bande d'émission de l'ozone à 9,6 μm permet émission IR et refroidissement atmosphérique. Cependant l'ozone absorbe principalement les radiations solaires et ne peut être considérée comme un gaz à effet de serre. La vapeur d'eau émet également dans la stratosphère dans la bande à 8 μm. La troposphère est principalement refroidie par l'émission de la vapeur d'eau dans la bande située à 6,3 μm.


Flux de chaleur sensible : Le flux de chaleur sensible entre la surface terrestre et l'atmosphère correspond à la quantité de chaleur échangée par conduction. La troposphère n'est que très faiblement chauffée par les radiations solaires. Elle reçoit la majeure partie de son énergie de la part de la Terre.

Flux de chaleur latente : On appelle chaleur latente l'énergie échangée lors d'un changement de phase d'un corps pur. Dans le système climatique, il s'agit toujours des changements d'états de l'eau. Il faut distinguer les 2 étapes suivantes :

  • Évaporation à la surface des océans. Ce processus refroidit la surface océaniques et introduit de la vapeur d'eau dans l'atmosphère.
  • Condensation dans les nuages. Lors de la convection, la pression partielle de la vapeur d'eau atteint progressivement la valeur de la pression de vapeur saturante. Il y a alors condensation en eau liquide et libération de chaleur qui réchauffe l'atmosphère.

Le flux de chaleur latente entre la surface et l'atmosphère est donc associé à la quantité de vapeur d'eau introduite dans l'atmosphère. La chaleur ne sera libérée qu'ultérieurement lors de la condensation. D'où l'appellation de chaleur latente (qui se manifeste plus tard).

Émission par les nuages : Les nuages gagnent de l'énergie en absorbant une faible fraction du rayonnement solaire (3 %), en absorbant le rayonnement tellurique terrestre et lors de la condensation de la vapeur d'eau. Ils perdent à leur tour de l'énergie en émettant comme des Corps Noirs à leur température soit entre 10 et 13 µm suivant leur altitude.

Retour à la première partie du cours : Le rayonnement thermique et la loi du Corps Noir.

Retour à la seconde partie du cours : Interactions du rayonnement solaire avec l'atmosphère.

Mots clés : rayonnement thermique, effet de serre, atmosphère, albédo, radiation terrestre, absorption du rayonnement, émission infra-rouge, bilan radiatif