Bilan radiatif terrestre

Le Soleil émet dans toutes les directions. À la distance de la Terre, son énergie se répartit sur une sphère centrée sur lui. Notre planète n’en intercepte qu’une petite fraction. Pour calculer cette fraction, il faut comparer des aires et préciser la frontière du système étudié. Nous commençons au sommet de l’atmosphère, avant les réflexions et les absorptions.

Notons R le rayon terrestre et d la distance entre les centres du Soleil et de la Terre. Le faisceau intercepté a pour section un disque d’aire πR². La sphère sur laquelle la puissance solaire se répartit a une aire de 4πd². La fraction interceptée vaut donc πR²/(4πd²), soit R²/(4d²). Cette relation suppose une émission solaire identique dans toutes les directions et une distance très supérieure au rayon terrestre.

Si la puissance solaire reçue par un mètre carré perpendiculaire aux rayons au sommet de l’atmosphère est S, la puissance interceptée vaut SπR². La moyenne sur toute la surface de la planète vaut SπR²/(4πR²) = S/4. Ce facteur quatre provient de la géométrie. Il tient compte d’une moyenne sur la surface entière, incluant la face nocturne ; ce n’est pas la valeur reçue à midi en chaque lieu.

Une partie du rayonnement reçu repart vers l’espace sans être absorbée. Les nuages, les particules atmosphériques et les surfaces terrestres contribuent à cette réflexion ou diffusion. L’albédo A est le rapport entre la puissance solaire renvoyée vers l’espace et la puissance solaire incidente. C’est un nombre sans unité, compris entre zéro et un. Un albédo de 0,30 correspond à 30 % de rayonnement renvoyé.

La puissance absorbée par l’ensemble Terre-atmosphère vaut (1 − A) fois la puissance incidente. Avec une moyenne incidente de 340 W/m² et A = 0,30, la moyenne absorbée vaut 238 W/m². Ce nombre concerne l’ensemble de la planète et de son atmosphère. Il ne représente pas uniquement l’énergie solaire absorbée par le sol : une partie est absorbée dans l’air et les nuages.

À éclairement égal, une surface claire renvoie généralement davantage de lumière solaire qu’une surface sombre. La disparition d’une surface enneigée peut donc réduire l’albédo local. Cependant, comparer deux températures observées exige aussi de considérer l’heure, les échanges avec l’air, l’évaporation et la capacité des matériaux à stocker l’énergie. La couleur seule n’explique pas toutes les différences.

Toute surface à une température ordinaire émet un rayonnement thermique, même lorsqu’elle ne brille pas à nos yeux. La surface terrestre émet surtout dans l’infrarouge. À propriétés de surface identiques, la puissance émise par unité d’aire augmente avec la température. La lumière solaire comporte notamment du visible ; il faut distinguer ce rayonnement incident de l’infrarouge émis par le sol.

La vapeur d’eau, le dioxyde de carbone et d’autres gaz absorbent une partie du rayonnement infrarouge terrestre. L’atmosphère émet elle aussi de l’infrarouge dans différentes directions, notamment vers la surface et vers l’espace. Le rayonnement atmosphérique descendant ajoute un apport à celui reçu directement du Soleil. Ce mécanisme contribue à l’effet de serre naturel. Il ne crée aucune énergie : la source majeure des échanges reste le Soleil.

L’atmosphère ne se comporte pas comme un couvercle également opaque à toutes les couleurs. Son absorption dépend de la longueur d’onde. Pour commenter un graphique d’absorption, on identifie les axes, puis les intervalles de forte et faible absorption. Une valeur proche de 100 % signifie qu’une grande fraction du rayonnement de cette longueur d’onde est absorbée, pas qu’elle est réfléchie. Dans une fenêtre de faible absorption, une part plus importante peut traverser l’atmosphère.

Un graphique montrant une absorption faible dans une partie du visible et forte dans plusieurs bandes infrarouges permet ainsi d’expliquer pourquoi la lumière solaire et le rayonnement terrestre n’ont pas le même devenir. Il faut lire les bandes une par une : affirmer que tous les infrarouges sont absorbés serait faux. Les nuages interviennent aussi dans les échanges et modifient à la fois le rayonnement solaire réfléchi et l’infrarouge.

Choisissons maintenant comme système la surface terrestre. Elle reçoit de l’énergie solaire et du rayonnement atmosphérique. Elle perd de l’énergie par rayonnement et par d’autres transferts, notamment les échanges avec l’air et l’évaporation. Un bilan exclusivement radiatif est une simplification annoncée. Dans un état stationnaire de ce modèle, la puissance reçue égale la puissance émise. L’énergie continue à circuler : l’équilibre est dynamique.

Au sommet de l’atmosphère, on considère au contraire le système Terre-atmosphère entier. Les échanges entre le sol et l’air deviennent internes et ne se rajoutent pas aux entrées solaires. À l’équilibre, la puissance solaire absorbée est compensée par l’infrarouge sortant vers l’espace. Si l’entrée dépasse la sortie, le système stocke de l’énergie ; sa température moyenne peut augmenter. L’équilibre est ici un état de référence, pas l’affirmation que la Terre actuelle est exactement stationnaire.