Flux radiatif absorbé : Partie du rayonnement solaire non réfléchie par la surface terrestre.
- Identifier le flux entrant total
- Déterminer l'albédo de la surface
- Appliquer la relation: F_absorbé = F_total × (1 - albédo)
Le rayonnement solaire moyen reçu par la Terre est de 340 W/m²
Albédo = 0.3, donc 30% du rayonnement est réfléchi
Flux réfléchi = 340 × 0.3 = 102 W/m²
Flux absorbé = Flux total - Flux réfléchi = 340 - 102 = 238 W/m²
F_absorbé = F_total × (1 - α) = 340 × (1 - 0.3) = 340 × 0.7 = 238 W/m²
Le flux radiatif absorbé par la Terre est de 238 W/m², soit 70% du rayonnement solaire incident.
• Conservation de l'énergie : F_total = F_absorbé + F_réfléchi
• Albédo (α) : Rapport entre rayonnement réfléchi et rayonnement incident
• Valeur moyenne : α_terre ≈ 0.3 pour la Terre entière
Équilibre radiatif : Situation où l'énergie entrante égale l'énergie sortante.
Modèle de la Terre sans atmosphère (corps noir à l'équilibre)
Flux solaire reçu par la section équatoriale: F_e = S_0/4 = 1361/4 = 340 W/m²
Flux absorbé = F_e × (1 - α) = 340 × (1 - 0.3) = 238 W/m²
Flux émis = σT⁴ (loi de Stefan-Boltzmann)
Flux absorbé = Flux émis → 238 = σT⁴
À l'équilibre sans atmosphère: 238 W/m² entrant = σT⁴ émis, ce qui correspond à une température de -18°C.
• Constante solaire : S₀ = 1361 W/m²
• Division par 4 : Surface sphérique vs disque équatorial
• Loi de Stefan-Boltzmann : E = σT⁴ avec σ = 5.67×10⁻⁸ W·m⁻²·K⁻⁴
Température d'équilibre : Température théorique d'un corps noir recevant le rayonnement solaire.
Flux absorbé = Flux émis → 238 = σT⁴
T⁴ = 238 / σ = 238 / (5.67×10⁻⁸)
T⁴ = 4.20×10⁹ K⁴
T = ∜(4.20×10⁹) = 255 K
T = 255 - 273.15 = -18.15°C ≈ -18°C
Sans effet de serre, la température d'équilibre de la Terre serait de -18°C, contre +15°C actuellement.
• Loi de Stefan-Boltzmann : T = ∜(F_absorbé/σ)
• Température effective : -18°C sans atmosphère
• Effet de serre : +33°C dû aux gaz à effet de serre
Atmosphère : Couche gazeuse qui modifie les échanges radiatifs entre la Terre et l'espace.
L'atmosphère est transparente pour le rayonnement solaire (visible)
Les nuages et aérosols réfléchissent une partie du rayonnement (albédo)
La surface terrestre absorbe ~238 W/m² et réémet en infrarouge
Gaz à effet de serre absorbent et réémettent le rayonnement infrarouge
Partie de l'énergie infrarouge est redirigée vers la surface (effet de serre)
L'atmosphère modifie le bilan radiatif en réfléchissant une partie du rayonnement entrant et en piégeant une partie du rayonnement sortant (effet de serre).
• Transparence atmosphérique : ~77% pour le rayonnement solaire
• Gaz à effet de serre : CO₂, H₂O, CH₄, N₂O absorbent l'infrarouge
• Équilibre énergétique : Atmosphère + surface ensemble
Effet de serre : Processus par lequel certains gaz retiennent la chaleur dans l'atmosphère.
Sans gaz à effet de serre, la Terre émettrait 238 W/m² directement vers l'espace
Les gaz à effet de serre absorbent une partie du rayonnement infrarouge émis
L'énergie absorbée est réémise vers le haut et le bas
Seule une fraction du rayonnement émis atteint l'espace
La surface émet plus de rayonnement pour compenser le piégeage
L'effet de serre réduit le flux sortant effectif vers l'espace, obligeant la surface à émettre plus de rayonnement pour maintenir l'équilibre énergétique.
• Flux sortant moyen : 238 W/m² malgré l'effet de serre
• Équilibre à long terme : Entrée = Sortie globalement
• Augmentation de température : Compensation du piégeage
Variations saisonnières : Modifications des flux radiatifs dues à l'inclinaison de l'axe terrestre.
L'axe terrestre est incliné de 23.5° par rapport à la perpendiculaire au plan orbital
Angle solaire change avec la saison, affectant l'intensité du rayonnement
Plus longue en été, plus courte en hiver, influençant le flux cumulé
Été: ~400 W/m² en journée, Hiver: ~100 W/m² en journée
Moyenne annuelle reste ~340 W/m² mais distribution inégale
Les variations saisonnières modifient les flux radiatifs instantanés, mais le bilan annuel moyen reste constant à 340 W/m².
• Loi du cosinus : I = I₀ cos(θ) avec θ angle zénithal
• Équinoxes : 12h de jour, équateur reçoit perpendiculairement
• Solstices : Maximum/minimun d'inclinaison
Variations latitudinales : Différences de flux radiatifs selon la latitude terrestre.
~400 W/m² en moyenne annuelle, rayons presque perpendiculaires
~100 W/m² en moyenne annuelle, rayons très obliques
Flux reçu = F₀ × cos(latitude), approximativement
Excédent équatorial, déficit polaire → transport d'énergie
Circulation atmosphérique et océanique pour transporter l'énergie excédentaire
Les flux radiatifs varient fortement avec la latitude: maximum à l'équateur (~400 W/m²), minimum aux pôles (~100 W/m²), créant des gradients énergétiques.
• Relation angulaire : I = I₀ cos(φ) avec φ latitude
• Gradient thermique : ~0.5°C/100km entre équateur et pôle
• Transport d'énergie : ~500 TW vers les pôles
Océans : Réservoirs thermiques capables de stocker et redistribuer l'énergie solaire.
L'eau a une capacité thermique spécifique de 4186 J/kg·K, très élevée
Les océans absorbent ~70% de l'énergie solaire reçue par la surface terrestre
L'énergie pénètre jusqu'à plusieurs centaines de mètres par conduction et convection
Les courants océaniques transportent la chaleur vers les hautes latitudes
Les océans libèrent lentement l'énergie stockée sur des périodes de mois à années
Les océans jouent un rôle crucial en stockant l'énergie solaire absorbée et en la redistribuant spatialement et temporellement, stabilisant le climat terrestre.
• Capacité thermique : Océans ont 1000 fois plus d'inertie thermique que l'atmosphère
• Transport d'énergie : Courants thermohalins et de surface
• Temps de réponse : Océans réagissent lentement aux changements
Effet d'albédo : Changement de réflexion de la lumière suite à la modification de la surface.
Glace blanche réfléchit ~80% du rayonnement (albédo = 0.8)
Océan sombre absorbe ~90% du rayonnement (albédo = 0.1)
Changement de phase solide → liquide, surface plus sombre
Moins de glace → plus d'absorption → plus de réchauffement → plus de fonte
Surface de 50 millions km² avec Δalbédo de 0.7 → +35 W/m² localement
La fonte des glaces diminue l'albédo local, augmentant l'absorption d'énergie et amplifiant le réchauffement par un effet de rétroaction positive.
• Effet boule de neige : Réaction en chaîne amplifiant le changement
• Quantification : ΔF = S₀ × Δα / 4 pour forçage radiatif
• Amplification polaire : Réchauffement 2-3 fois plus fort aux pôles
Forçage radiatif : Changement de flux énergétique à la limite de l'atmosphère.
Changements dans l'activité solaire ou orbite terrestre peuvent modifier S₀
ΔF = ΔS₀ / 4 (car division par 4 pour surface sphérique)
Augmentation de 1 W/m² de forçage → ~0.8°C d'augmentation de température
L'océan impose un délai de plusieurs décennies pour atteindre l'équilibre
Actuellement, forçage anthropique > 2.5 W/m², bien supérieur aux variations solaires
Un changement de flux solaire de 1 W/m² induit un forçage radiatif de 0.25 W/m² (1/4), affectant le bilan énergétique et la température globale.
• Forçage radiatif : ΔF = ΔS₀/4 × (1-α)/4 pour changement solaire
• Sensibilité climatique : ~0.8°C par W/m² de forçage
• Comparaison : Forçages anthropiques >> variations naturelles
