Qu’est-ce que le bilan radiatif de la Terre ?

La réponse de

Auteur Robert Kandel 2

Robert Kandel

Diplômé de l’université de Harvard, Robert Kandel est directeur de recherche honoraire au CNRS (Laboratoire de météorologie dynamique). Après plusieurs années de recherche en astrophysique, il s'est tourné, en 1978, vers la recherche sur les climats en se spécialisant dans l’observation spatiale du bilan radiatif et de la couverture nuageuse de la Terre.

Centre national de la recherche scientifique
Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat
Auteur Serge Planton

Serge Planton

Serge Planton est ingénieur général des ponts, des eaux et des forêts à Météo-France et responsable du groupe de recherche climatique au Centre National de Recherches Météorologiques (CNRM-GAME, Météo-France/CNRS). Ses recherches en modélisation climatique l’ont conduit à s’intéresser plus particulièrement à la question de l’attribution des causes des changements climatiques observés, notamment en France, qu’elles soient d’origines naturelles ou anthropiques. Il est co-éditeur du chapitre «Evaluation des modèles climatiques» du 5e rapport du GIEC et éditeur du glossaire de ce rapport.

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Les lois de conservation de masse et d’énergie s’appliquent à la planète Terre comme à tout système physique. Pour la Terre, la quasi-totalité des échanges d’énergie avec son environnement cosmique est constituée par des échanges radiatifs : rayonnement reçu du Soleil (dans les domaines de longueurs d’onde de la lumière visible, de l’infrarouge proche et de l’ultraviolet) et rayonnement thermique émis par la Terre (dans l’infrarouge moyen). Le bilan radiatif de la Terre peut se comprendre comme un bilan global d’énergie, proche de zéro puisque la planète n’est pas très loin de l’équilibre. Le bilan des gains et des pertes d’énergie s’écrit :

Bilan global net = rayonnement solaire absorbé + production interne de chaleur – rayonnement infrarouge thermique émis vers l’espace

Il faut aussi noter que la production de chaleur par radioactivité naturelle à l’intérieur de la Terre est très faible (environ 0,1 watt par mètre carré) par comparaison avec les flux radiatifs absorbés ou émis par la planète (239 W • m–2). Quant à la production d’énergie non renouvelable par les activités humaines, elle est négligeable, même si elle produit des îlots de chaleur dans les grandes villes.

Les éléments du bilan radiatif global de la Terre

Il est cependant plus informatif d’examiner les éléments de ce bilan global, c’est-à-dire d’étudier en détail le bilan des échanges de rayonnement de différents types entre la planète, le Soleil et l’espace en fonction du lieu et du temps. Après tout, vous pouvez faire le bilan de vos avoirs financiers d’une année sur l’autre pour savoir si vous avez plus ou moins d’économies ou de dettes, mais il est quand même important de savoir d’où vient votre argent et pour quelles dépenses vous l’avez utilisé.
Précisons que les explications qui suivent se rapportent aux éléments du bilan radiatif au « sommet » de l’atmosphère, que l’on peut situer, par convention, à 30 km, puisque très peu de rayonnement infrarouge ou solaire est émis ou réfléchi au-dessus de cette altitude. L’atmosphère s’étend bien au-dessus de 30 km, sans limite nette, mais, pour la durée de vie des satellites, on situe approximativement cette limite entre 500 et 800 km.

Le bilan du rayonnement solaire

Le rayonnement solaire est proche de 1 365 W • m–2 sur un plan face au Soleil à la distance moyenne Soleil-Terre (soit 1 unité astronomique ou UA). Mais la Terre est ronde et il faut diviser cette valeur par quatre1 pour obtenir le flux moyen incident au sommet de l’atmosphère proche de 341 W • m–2. Par ailleurs, l’orbite de la Terre étant légèrement elliptique, le flux solaire au sommet de l’atmosphère est supérieur lorsque notre planète est plus proche du Soleil, ce qui se produit en janvier. Ce flux est plus faible en juillet lorsque la Terre est le plus éloignée du Soleil2.

En moyenne, la planète réfléchit et diffuse environ 30 % du flux solaire incident vers l’espace. Les 70 % restants du flux solaire, soit 239 W • m–2 absorbés (239,4 W • m–2 d’après Trenberth et al., 20093), sont convertis en chaleur à la surface de la planète et dans l’atmosphère. Les spécialistes parlent de bilan global du rayonnement « ondes courtes » car les principales longueurs d’onde du rayonnement solaire vont de 0,2 micromètres (µm), dans l’ultraviolet, à la gamme comprise entre 0,4 et 0,9 µm pour la lumière visible, et jusqu’à 4 µm dans le proche infrarouge.

Bilan « ondes courtes » = rayonnement solaire incident – rayonnement solaire réfléchi

Le bilan du rayonnement infrarouge thermique

Pour maintenir un équilibre approximatif et un bilan radiatif global proche de zéro, la planète doit se « débarrasser » de cette chaleur d’origine solaire qui arrive en permanence. La seule possibilité pour la Terre consiste à rayonner vers l’espace. Ce rayonnement infrarouge moyen, dit aussi thermique, est principalement émis à des longueurs d’onde comprises entre 3 et 60 µm. Au bilan global « ondes courtes » de +239 W • m–2 correspond donc un bilan global « ondes longues » proche de –239 W • m–2.

Bilan « ondes longues » = rayonnement infrarouge thermique émis vers l’espace

<p>Les flèches représentent les flux énergétiques en proportion de leurs intensités. Dans le domaine des « ondes longues », le rayonnement émis par la surface (396 W • m<sup>–2</sup>) est, en partie, transmis directement au sommet de l’atmosphère sans être absorbé au passage (soit 40 W • m<sup>–2</sup>). Le reste est absorbé par l’atmosphère et les nuages. Une partie du rayonnement « ondes longues » est ainsi émise vers l’espace par l’atmosphère (169 W • m<sup>–2</sup>) et par les nuages (30 W • m<sup>–2</sup>). Ce bilan « ondes longues » vient pratiquement équilibrer le bilan du rayonnement « ondes courtes » qui résulte de la différence entre ce qui est reçu du Soleil (341 W • m<sup>–2</sup>) et ce qui est réfléchi (102 W • m<sup>–2</sup>). Au final, l’équilibre entre ces deux bilans peut s’écrire : 40+169+30=341-102=239.</p>




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 Les écarts à l’équilibre du bilan radiatif de la Terre

À l’heure actuelle, la planète n’est pas en équilibre, même en réalisant une moyenne sur l’année, et le bilan radiatif global n’est presque certainement pas égal à zéro. La cause principale de ce déséquilibre n’est pas la variation de la constante solaire. Celle-ci ne varie que de 0,1 % avec le cycle de 11 ans de l’activité solaire, soit une fluctuation de 0,24 W • m–2 si on considère le rayonnement solaire converti en chaleur (0,1 % de 239 W • m–2). Parfois, à la suite d’éruptions volcaniques puissantes, la planète réfléchit un peu plus de rayonnement solaire et en absorbe un peu moins. Mais surtout, depuis quelques décennies, les activités humaines modifient la composition de l’atmosphère, en particulier avec les émissions croissantes de dioxyde de carbone(CO2). Ces émissions entraînent une augmentation de l’absorption du rayonnement infrarouge dans l’atmosphère, renforçant l’effet de serre.

Alors que les surfaces continentales et les couches superficielles des océans se réchauffent, le rayonnement thermique infrarouge s’échappant vers l’espace diminue. On estime que cette diminution doit s’approcher de 1 W • m–2 même si elle est encore difficile à mesurer avec confiance. Le bilan global « ondes longues » passe de –239,4 W • m–2 à –238,5 W • m–2 et le bilan radiatif global augmente d’environ 1 W • m–2, d’après Trenberth et al., 2009. C’est seulement quand la planète atteindra un nouvel équilibre que le bilan radiatif global sera de nouveau proche de zéro. Ce nouvel équilibre ne pourra être atteint que si la composition de l’atmosphère se stabilise et, comme celle-ci comporte plus de CO2, la température moyenne à la surface de la Terre sera donc plus élevée.

Structure du bilan radiatif de la Terre dans l’espace et dans le temps

Regardons d’encore plus près les éléments qui composent le bilan radiatif global de la Terre en commençant par le sommet de l’atmosphère. Cela s’impose d’autant plus que les mesures  - essentiellement obtenues depuis l’espace à partir de différents satellites artificiels - sont réalisées à différents endroits de la planète et à différents moments dans le cycle des saisons et le cycle jour-nuit.

Le bilan solaire (ou bilan « ondes courtes ») est nécessairement nul la nuit (ce qui comprend la nuit polaire durant des mois) : rien n’arrive et rien n’est réfléchi. Durant le jour, surtout sous les tropiques et dans les zones tempérées voire sub-polaires en été, ce bilan est positif et il peut être fort là où il n’y a pas de nuages ou de glaces pour réfléchir le Soleil. Les mesures indiquent que, globalement, les nuages rendent compte de la moitié des 102 W • m–2 solaires réfléchis vers l’espace.

En revanche, le bilan « ondes longues » reste négatif la nuit comme le jour, l’hiver comme l’été. Les températures à la surface de la Terre et dans l’atmosphère ne descendent jamais au zéro absolu (–273 °C) grâce à la rétention de chaleur sous la surface et aux transports de chaleur par les mouvements de l’atmosphère et des océans. Le rayonnement infrarouge thermique vers l’espace est particulièrement fort au-dessus des déserts en été.
Mais les nuages - surtout les nuages élevés et froids - bloquent aussi le rayonnement infrarouge vers l’espace. Dans les régions tropicales, le rayonnement infrarouge thermique est fort là où il n’y a pas de nuages, ou seulement des nuages bas, mais il est très faible au-dessus des nuages épais et élevés du front intertropical. Les mesures indiquent que, globalement, sans nuages, le bilan « ondes longues » serait plus négatif de 30 W • m–2 et, du fait de la diminution du rayonnement solaire réfléchi (50 W • m–2), le bilan radiatif planétaire serait alors de +20 W • m–2 (la différence entre le gain dans le rayonnement solaire de 50 W • m–2 et la perte dans l’infrarouge de 30 W • m–2). Sans nuages, l’équilibre de la planète s’établirait donc à une température nettement plus élevée.

Le bilan radiatif net varie fortement avec les latitudes et avec les saisons : il est positif en été et négatif en hiver. S’il ne fait pas très froid en France en hiver, alors que le bilan radiatif net régional s’approche de –100 W • m–2, c’est que les mouvements atmosphériques et océaniques apportent de la chaleur à partir de régions plus méridionales où le bilan net est positif. Et en été, nos latitudes moyennes exportent davantage de chaleur vers l’Arctique qu’en hiver.

Tout ce qui précède se rapporte aux éléments du bilan radiatif au « sommet » de l’atmosphère, donc aux échanges entre le Soleil, la Terre et l’espace. On peut et on doit également étudier les éléments du bilan radiatif à la surface de la Terre. Mais attention ! En plus des échanges radiatifs, la surface échange aussi de la chaleur avec l’atmosphère par d’autres mécanismes. La surface reçoit du rayonnement thermique descendant provenant de l’atmosphère (un aspect essentiel de l’effet de serre naturel) alors que le rayonnement « ondes longues » provenant de l’espace cosmique est pratiquement nul. Le bilan radiatif net à la surface, en moyenne, sur le globe et sur 24 h, est généralement positif et, en l’absence d’un déséquilibre du bilan d’énergie de la planète, il est exactement équilibré par des pertes de chaleur non radiatives vers l’atmosphère (flux de chaleur sensible et flux de chaleur latente). Dans les conditions actuelles, le bilan d’énergie à la surface de la Terre augmente lui aussi d’environ 1 W • m–2, d’après Trenberth et al., 2009.

<p><strong>La signification des symboles est la suivante :</strong></p>

<ul><li><span class="caps">TOA</span> (Top of the atmosphere) : « sommet » de l’atmosphère ;</li>
	<li><span class="caps">SW</span> (Short Wave) : rayonnement solaire (« ondes courtes ») ;</li>
	<li><span class="caps">LW</span> (Long Wave) : rayonnement infrarouge thermique (« ondes longues ») ;</li>
	<li><span class="caps">LE</span> (Latent Evapotranspiration) : flux de chaleur latente de la surface vers l’atmosphère ;</li>
	<li>H (Heat) : flux de chaleur sensible.</li>
</ul><p>Les moyennes planétaires des éléments du bilan radiatif de la Terre au « sommet » de l’atmosphère (<span class="caps">TOA</span>) sont, de gauche à droite : le flux radiatif solaire incident, le flux solaire réfléchi et le flux thermique ondes longues émis. À la surface de la Terre sont représentés, de gauche à droite : le flux solaire descendant , le flux solaire montant (réfléchi), les flux non radiatifs de chaleur latente (<span class="caps">LE</span>) et de chaleur sensible (H), le flux ondes longues descendant et l’émission du flux ondes longues montant. Tous ces flux sont de l’ordre de 10 à 350 W • m<sup>-2</sup> (sauf pour le flux solaire de nuit, nul). Le flux moyen de l’intérieur de la Terre vers sa surface (de l’ordre de 0,1 W • m<sup>-2</sup>) n’est pas représenté.</p>




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Notes

  • 1. Il faut diviser cette valeur une première fois par deux, parce que seule une moitié de la Terre est éclairée par le Soleil, et une seconde fois par deux à cause de l’inclinaison des rayons du Soleil par rapport à la surface terrestre.
  • 2. Bien entendu, l’inclinaison de l’axe de rotation de la Terre fait que le flux solaire reçu dans l’hémisphère d’hiver reste inférieur à celui qui est reçu dans l’hémisphère d’été, pour chacun de ces deux cas
  • 3. Trenberth, Kevin E. et al., 2009 : Earth’s global energy budget. Bulletin of the American Meteorological Society, 90 (3), 311-323.

Glossaire

  • Énergie
    Quantité mesurant la capacité d’un système à produire du travail ou de la chaleur. (Elle s’exprime en joules.)
  • Rayonnement
    Dans ce contexte, transfert d’énergie à partir d’une source, sous forme d’ondes électromagnétiques, c’est-à-dire associées à la propagation d’un champ électrique et d’un champ magnétique. Ceci comprend non seulement la lumière visible mais aussi les rayonnements ultraviolet et infrarouge, les rayons-gamma, les rayons-X (notamment au centre du Soleil) et les ondes radio.
  • Chaleur
    Transfert d’agitation désordonnée entre des molécules et des atomes composant la matière.
  • Constante solaire
    Flux d'énergie de source solaire que recevrait une surface de 1 m² située à une distance de 1 unité astronomique (distance moyenne Terre-Soleil) et exposée perpendiculairement aux rayons incidents.
  • Flux de chaleur sensible
    Flux de chaleur principalement associé à la convection (phénomène par lequel l’air chaud monte et l’air moins chaud descend), à la surface de la Terre.
  • Flux de chaleur latente
    Flux de chaleur associé à l’évaporation d’eau à la surface de la Terre et à la condensation de la vapeur d’eau résultante dans l’atmosphère et les nuages.
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