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.
Au programme
1 · Le rayonnement solaire : source d'énergie de la Terre
2 · La loi de Stefan-Boltzmann et la loi de Wien
3 · L'albédo terrestre
4 · L'atmosphère : absorption et diffusion
5 · L'effet de serre
6 · Le bilan énergétique global
7 · Les modes de transfert thermique
8 · Perturbations anthropiques et enjeux climatiques
1Le 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 $4\pi R^2$.
2La 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.
3L'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 :
| Surface | Albédo approximatif |
|---|
| Neige / glace fraîche | 0,80 – 0,95 |
| Nuages | 0,50 – 0,80 |
| Désert / sable | 0,30 – 0,40 |
| Forêts | 0,10 – 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).
4L'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).
5L'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).
6Le 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.
7Les modes de transfert thermique dans l'atmosphère
L'énergie se transfère dans l'atmosphère et à l'interface surface-atmosphère selon trois modes principaux :
| Mode | Mécanisme | Exemple dans l'atmosphère |
|---|
| Rayonnement | Propagation d'ondes électromagnétiques (sans support matériel) | Rayonnement solaire, infrarouge terrestre, ré-émission par les GES |
| Convection | Déplacement de masses de fluide (air chaud qui monte) | Cellules de convection tropicales, vents, orages |
| Conduction | Transfert 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)
8Perturbations 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.