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Lycée · 1ʳᵉ · Enseignement scientifique

Transferts énergétiques dans l'atmosphère

Rayonnement solaire, effet de serre et équilibre thermique — programme Enseignement scientifique 1re (thème : Le Soleil, notre source d'énergie)

À propos de cette page
Ce cours de enseignement scientifique en première sur « Transferts énergétiques dans l'atmosphère » suit le programme officiel de enseignement scientifique de première. Il présente les définitions, les propriétés et les méthodes essentielles, accompagnées d'exemples résolus pour bien comprendre. Au programme : Le rayonnement solaire : source d'énergie de la Terre, La loi de Stefan-Boltzmann et la loi de Wien, L'albédo terrestre, L'atmosphère : absorption et diffusion du rayonnement. Chaque notion est expliquée pas à pas, puis mise en pratique grâce à des exercices interactifs, un QCM et une évaluation corrigée. Idéal pour réviser à son rythme, combler ses lacunes et progresser, en autonomie ou avec un professeur. Cours rédigé par un professeur particulier à Marseille pour aider les élèves de première à réussir en enseignement scientifique.
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Le rayonnement solaire : source d'énergie de la Terre

Le Soleil est une étoile dont la surface (photosphère) émet en permanence un rayonnement électromagnétique. Ce rayonnement se propage dans le vide à la vitesse $c = 3{,}00 \times 10^8 \text{ m/s}$ et transporte une énergie considérable vers la Terre.

Constante solaire. La constante solaire $S_0$ représente la puissance solaire reçue par unité de surface au sommet de l'atmosphère terrestre, perpendiculairement aux rayons solaires. Sa valeur est $S_0 \approx 1361 \text{ W/m}^2$.

Le spectre solaire couvre principalement le domaine de l'ultraviolet (UV, $\lambda < 400$ nm), du visible (400–800 nm) et du proche infrarouge (800–2500 nm). L'énergie est maximale dans le visible, autour de $\lambda_{\max} \approx 500$ nm.

Exemple. En prenant en compte la sphéricité de la Terre, la puissance solaire moyenne reçue par $1$ m² de surface terrestre est $\frac{S_0}{4} \approx 340 \text{ W/m}^2$, car la Terre intercepte un disque de surface $\pi R^2$ mais rayonne sur une sphère de surface $4\pi R^2$.
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La loi de Stefan-Boltzmann et la loi de Wien

Tout corps à une température $T > 0$ K émet un rayonnement électromagnétique appelé rayonnement thermique. Deux lois fondamentales décrivent ce rayonnement pour un corps noir (corps idéal qui absorbe toute l'énergie reçue).

Loi de Stefan-Boltzmann. La puissance totale émise par unité de surface d'un corps noir à la température $T$ (en Kelvin) est : $$P = \sigma T^4$$ avec $\sigma = 5{,}67 \times 10^{-8} \text{ W m}^{-2} \text{K}^{-4}$ (constante de Stefan-Boltzmann). Plus la température est élevée, plus le rayonnement est intense.
Loi de Wien (déplacement). La longueur d'onde correspondant au maximum d'émission d'un corps noir est : $$\lambda_{\max} = \frac{b}{T}$$ avec $b = 2{,}898 \times 10^{-3} \text{ m·K}$. Plus la température est élevée, plus $\lambda_{\max}$ est petite (le rayonnement est plus énergétique).
Exemple — Comparaison Soleil / Terre.
  • Soleil : $T_S \approx 5770$ K → $\lambda_{\max} = \frac{2{,}898 \times 10^{-3}}{5770} \approx 502 \text{ nm}$ (visible)
  • Terre : $T_T \approx 288$ K → $\lambda_{\max} = \frac{2{,}898 \times 10^{-3}}{288} \approx 10{,}1 \; \mu\text{m}$ (infrarouge)
Les deux astres n'émettent donc pas dans les mêmes domaines, ce qui est crucial pour comprendre l'effet de serre.
Attention ! La loi de Stefan-Boltzmann s'applique exactement aux corps noirs. Pour un corps réel, on introduit l'émissivité $\varepsilon \in [0, 1]$ : $P = \varepsilon \sigma T^4$. La Terre et le Soleil sont souvent assimilés à des corps noirs en première approximation.
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L'albédo terrestre

Lorsque le rayonnement solaire arrive à la surface de la Terre ou aux couches de l'atmosphère, une partie est réfléchie vers l'espace sans être absorbée.

Albédo. L'albédo $A$ d'une surface est la fraction d'énergie solaire incidente qui est réfléchie : $$A = \frac{\text{Énergie réfléchie}}{\text{Énergie incidente}}$$ $A$ est sans unité, compris entre 0 (surface parfaitement absorbante) et 1 (surface parfaitement réfléchissante). L'albédo moyen de la Terre est $A \approx 0{,}30$.

L'albédo varie fortement selon le type de surface :

SurfaceAlbédo approximatif
Neige / glace fraîche0,80 – 0,95
Nuages0,50 – 0,80
Désert / sable0,30 – 0,40
Forêts0,10 – 0,20
Océan (incidence normale)0,05 – 0,10
Astuce. Plus l'albédo est élevé, moins la surface absorbe d'énergie et plus elle contribue à refroidir la planète. La fonte des glaces réduit l'albédo (rétroaction positive sur le réchauffement).
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L'atmosphère : absorption et diffusion du rayonnement

L'atmosphère est composée d'azote ($\text{N}_2$ ≈ 78 %), d'oxygène ($\text{O}_2$ ≈ 21 %), d'argon (≈ 1 %) et de gaz traces (CO₂, CH₄, vapeur d'eau, ozone O₃…). Elle interagit de façon très sélective avec le rayonnement électromagnétique.

  • Absorption : la couche d'ozone (stratosphère, 15–35 km) absorbe la quasi-totalité des UV dangereux ($\lambda < 280$ nm). La vapeur d'eau et le CO₂ absorbent fortement les infrarouges.
  • Diffusion : les molécules (diffusion de Rayleigh) diffusent préférentiellement les courtes longueurs d'onde, d'où la couleur bleue du ciel. Les aérosols et les nuages diffusent davantage dans toutes les directions.
  • Transmission : l'atmosphère est transparente dans le domaine visible (« fenêtre atmosphérique »), ce qui permet au rayonnement solaire d'atteindre la surface.
Exemple. Sur les 340 W/m² reçus en moyenne, environ 77 W/m² sont réfléchis par les nuages et l'atmosphère, 23 W/m² sont absorbés par l'atmosphère, et 240 W/m² atteignent la surface. La surface absorbe environ 163 W/m².
Attention ! Il ne faut pas confondre la diffusion (le rayonnement est redirigé mais conserve son énergie) et l'absorption (l'énergie est convertie en chaleur dans le milieu absorbant).
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L'effet de serre

La surface terrestre, absorbant le rayonnement solaire, se réchauffe et émet à son tour un rayonnement infrarouge (selon la loi de Stefan-Boltzmann). Mais ce rayonnement infrarouge est absorbé par les gaz à effet de serre (GES) présents dans l'atmosphère.

Gaz à effet de serre (GES). Les principaux GES sont : la vapeur d'eau ($\text{H}_2\text{O}$), le dioxyde de carbone ($\text{CO}_2$), le méthane ($\text{CH}_4$), le protoxyde d'azote ($\text{N}_2\text{O}$) et l'ozone ($\text{O}_3$). Ces molécules absorbent le rayonnement infrarouge émis par la surface et le ré-émettent dans toutes les directions, notamment vers la surface.

Ce phénomène crée un supplément de chauffage de la surface : c'est l'effet de serre naturel. Sans lui, la température moyenne de la Terre serait d'environ $-18$ °C au lieu de $+15$ °C observés, soit un différentiel de 33 °C.

Astuce. L'effet de serre naturel est indispensable à la vie. Le problème actuel est l'augmentation de l'effet de serre due aux émissions anthropiques de GES (effet de serre additionnel).
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Le bilan énergétique global

À l'échelle de la planète et sur le long terme, le système Terre-atmosphère est en équilibre radiatif : l'énergie reçue du Soleil est égale à l'énergie rayonnée vers l'espace.

En notant $S_0$ la constante solaire, $A$ l'albédo et $T_e$ la température d'équilibre :

L'énergie solaire absorbée par la Terre vaut $\frac{S_0}{4}(1 - A)$. À l'équilibre, l'énergie émise vaut $\sigma T_e^4$, donc :

$$\sigma T_e^4 = \frac{S_0}{4}(1 - A)$$

En appliquant les valeurs numériques ($S_0 = 1361$ W/m², $A = 0{,}30$, $\sigma = 5{,}67 \times 10^{-8}$ W m$^{-2}$ K$^{-4}$) :

$$T_e = \left(\frac{1361 \times (1 - 0{,}30)}{4 \times 5{,}67 \times 10^{-8}}\right)^{1/4} \approx 255 \text{ K} \approx -18 \text{ °C}$$
Attention ! Ce calcul donne la température d'un corps noir qui serait à la place de la Terre, sans atmosphère. La différence avec la température réelle ($+15$ °C) est due à l'effet de serre (≈ +33 °C).
Exemple — Influence de l'albédo. Si l'albédo augmente (plus de glace) : moins d'énergie absorbée → $T_e$ diminue. Si l'albédo diminue (fonte des glaces, déforestation) : plus d'énergie absorbée → $T_e$ augmente. C'est une rétroaction sur le climat.
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Les modes de transfert thermique dans l'atmosphère

L'énergie se transfère dans l'atmosphère et à l'interface surface-atmosphère selon trois modes principaux :

ModeMécanismeExemple dans l'atmosphère
RayonnementPropagation d'ondes électromagnétiques (sans support matériel)Rayonnement solaire, infrarouge terrestre, ré-émission par les GES
ConvectionDéplacement de masses de fluide (air chaud qui monte)Cellules de convection tropicales, vents, orages
ConductionTransfert de chaleur par contact entre molécules (agitation thermique)Échanges à l'interface sol-air (rôle limité dans l'atmosphère libre)

Dans l'atmosphère, le rayonnement et la convection sont prédominants. La chaleur latente (évaporation de l'eau, condensation) joue également un rôle majeur (~80 W/m² en moyenne).

Astuce. Le bilan de la surface se décompose ainsi :
  • Énergie absorbée du Soleil : $\approx +163$ W/m²
  • Énergie absorbée du rayonnement atmosphérique descendant (effet de serre) : $\approx +333$ W/m²
  • Énergie rayonnée par la surface (IR) : $\approx -396$ W/m²
  • Transferts convectifs + évaporation : $\approx -100$ W/m²
  • Bilan net ≈ 0 (équilibre)
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Perturbations anthropiques et enjeux climatiques

Depuis la révolution industrielle (milieu du XIXe siècle), les activités humaines ont significativement modifié la composition de l'atmosphère, augmentant la concentration en GES :

  • CO₂ : de 280 ppm (préindustriel) à plus de 420 ppm (2023)
  • CH₄ : concentration multipliée par environ 2,5
  • N₂O : concentration augmentée d'environ 20 %

Cette augmentation des GES renforce l'effet de serre et entraîne un forçage radiatif positif, c'est-à-dire un déséquilibre du bilan énergétique dans le sens d'un excès d'énergie entrant. Le GIEC (Groupe d'experts Intergouvernemental sur l'Évolution du Climat) estime que la température moyenne de la Terre a déjà augmenté d'environ $+1{,}1$ °C depuis l'ère préindustrielle.

Forçage radiatif. Le forçage radiatif $\Delta F$ (en W/m²) mesure la perturbation du bilan énergétique de la Terre due à un facteur externe (augmentation de GES, changement d'albédo, variation solaire). Un forçage positif tend à réchauffer la planète.
Attention ! Ne pas confondre météorologie (état de l'atmosphère à court terme, jour par jour) et climatologie (statistiques sur les états de l'atmosphère à long terme, 30 ans). Le changement climatique est une tendance climatologique, pas météorologique.
Exemple — Rétroactions. La fonte des glaces réduit l'albédo → plus d'énergie absorbée → réchauffement supplémentaire (rétroaction positive). À l'inverse, un réchauffement peut augmenter l'évaporation → plus de nuages → albédo plus élevé → refroidissement partiel (rétroaction négative, partiellement compensatrice).
À retenir
  • À retenir — Transferts énergétiques dans l'atmosphère :
  • La constante solaire vaut $S_0 \approx 1361$ W/m² ; la puissance moyenne reçue est $S_0/4 \approx 340$ W/m².
  • Loi de Wien : $\lambda_{\max} = b/T$ — le Soleil émet dans le visible, la Terre dans l'infrarouge.
  • Loi de Stefan-Boltzmann : $P = \sigma T^4$ — la puissance émise croît très vite avec la température.
  • L'albédo $A \approx 0{,}30$ : 30 % de l'énergie solaire est réfléchie sans être absorbée.
  • L'effet de serre (naturel, +33 °C) est dû aux GES qui absorbent et ré-émettent l'infrarouge terrestre.
  • Bilan radiatif à l'équilibre : $\sigma T_e^4 = \frac{S_0}{4}(1-A)$ → $T_e \approx 255$ K sans atmosphère.
  • Les activités humaines augmentent la concentration en GES → forçage radiatif positif → réchauffement climatique.
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