Pr

1
Chapitre I Quelques propriétés de
l atmosphère I-1 Composition de l air
atmosphérique I-2 la température et
transmission de la chaleur I-3 La pression
atmosphérique Annexe 1 Quelques compléments
sur les lois du rayonnement et sur le
rayonnement solaire Annexe 2 Bilan radiatif
et effet de serre
2
Sur une épaisseur denviron 80 km,
l'air atmosphérique
est un mélange de divers gaz,
certains en proportions quasiment invariables
OXYGENE 21
GAZ RARES
Argon 0.9 et Xénon, Néon, Hélium à l état de
 traces 
Cette partie de latmosphère terrestre est
appelée homosphère et correspond en gros à
latmosphère météorologique . Au dessus de 80
km, les gaz se séparent et sétagent par ordre de
masse volumique décroissante (hétérosphère).
AZOTE 78
Gaz carbonique 0,035
3
L'air atmosphérique
contient également un certain nombre d autres
constituants permanents en proportions faibles,
mais très variables

• de l eau,
• sous ses trois  phases 

4
Ce sont justement ces composés, dits
 minoritaires , qui jouent un rôle très
important dans certains phénomènes
météorologiques nuages et précipitations, effet
de serre, etc..
5
Chapitre I Quelques propriétés de
l atmosphère I-1 Composition de l air
atmosphérique ? I-2 la température et
transmission de la chaleur I-3 La pression
atmosphérique
6
I-2 la température et transmission de la
chaleur ? I-2-1 Définitions
I-2-2 Les processus mis en jeu A- La
conduction B- La convection C- le
rayonnement thermique I-2-3 Bilan
radiatif-convectif moyen de la Terre et de son
atmosphère I-2-4 Répartition verticale de la
température et atmosphère  standard 
6
11
13
16
20
54
59
7
La température, exprime la notion
8
Elle illustre le niveau d'agitation des atomes et
des molécules.
Plus l'agitation est grande, plus la température
est élevée.
9
Si l'agitation cesse, la température est
minimale
C'est le zéro
"absolu".
10
Pour élever la température d un corps, il faut
lui fournir une certaine quantité de chaleur,
c est à dire lui apporter de l énergie.
Les quantités de chaleur s expriment donc en
Joules.
Les quantités de chaleur échangées par unité de
temps s expriment en Watts. On parle de
 puissance .
11
I-2 la température et transmission de la
chaleur I-2-1 Définitions ?
I-2-2 Les processus mis en jeu A- La
conduction B- La convection C- le
rayonnement thermique I-2-3 Bilan
radiatif-convectif de la Terre et de son
atmosphère I-2-4 Répartition verticale de la
température et atmosphère  standard
12
La chaleur se propage selon trois modes
13
La conduction
14
L'air est mauvais conducteur de la chaleur,
à l image du polystyrène expansé, de la laine de
verre, de la neige etc.
Il peut même être considéré comme un bon isolant.
15
La conduction s'opèrera toutefois sur de faibles
épaisseurs,
au contact des parties chaudes des murs et du sol.
16
La convection
17
La chaleur est véhiculée grâce au déplacement
dun fluide porteur (liquide ou gaz).
18
La convection peut être naturelle (radiateurs,
cumulus etc.)
ou forcée.
19
Vent Turbulence
Brassage mécanique.
20
C Le Rayonnement thermique
C-1 Définitions et propriétés
C-2 Rayonnement de la Terre et rayonnement
solaire avant son entrée dans l atmosphère
terrestre
C-3 Interaction du rayonnement solaire avec
l atmosphère terrestre et les sols
C-4 Interaction du rayonnement terrestre avec
latmosphère
C-5 Quelques applications à des faits
d observation courante
21
Cest la transmission de la chaleur
sans support matériel
mais sous forme dondes électromagnétiques, comme
la lumière ou les ondes radioélectriques.
22
Dans le vide le rayonnement thermique se
propage - sans perte dénergie - en ligne
droite, - et presque instantanément.
Sa vitesse de propagation est de 300 OOO km/s.

• Dans lair et à la traversée de certains
  matériaux transparents la vitesse de
  propagation est modifiée
• en grandeur
• et parfois en direction.

Lénergie est diminuée par absorption et par
diffusion.
23
Quand un corps est exposé à un rayonnement,
il séchauffe.
24
Tout corps dont la température est non nulle émet
un rayonnement thermique.
Selon la température de l'objet qui émet le
rayonnement, ce dernier peut être nous
apparaître
Dans les deux cas, on parle de rayonnement du
corps noir .
25
On appelle corps noir isotherme, un corps
théorique capable dabsorber intégralement tout
le rayonnement quil reçoit.
Sa température sélève alors progressivement.
Il émet à son tour un rayonnement thermique
dont lintensité augmente avec sa température.
Lorsque lénergie perdue par rayonnement
compense celle qui est reçue, la température se
stabilise.
Le corps noir a atteint sa température
déquilibre radiatif.
26
Les propriétés du rayonnement de ce corps
noir sont prévues par la théorie dite du corps
noir .
Lintérêt de cette théorie réside dans le fait
quelle décrit très correctement le rayonnement
émis par un grand nombre de corps réels.
Cest, en particulier, le cas des rayonnement
émis par la Terre et le Soleil.
27
Principales propriétés

• L énergie émise
• - par unité de temps (puissance),
• - perpendiculairement à un élément de
  surface unité du corps émetteur,

est fonction de la température du corps.
Cest en fait un débit dénergie, et lon parle
de  flux  de rayonnement (ou dintensité
). Il sexprime en Watts par m2 (W.m-2).
28
l Le rayonnement thermique est composé dun
éventail de radiations de différentes longueurs
donde ?1, ?2 , ?3, ?4 etc., (représentées ici
par des barres colorées). Cest un ensemble
continu, limité par deux longueur donde
extrêmes ?D et ?F ,   fixées par la température
du corps.
Chaque radiation transporte une partie de la
puissance émise.

• Lintensité transportée par chacune delles
• (représentée par la hauteur des barres) est
  fonction
• de la température,
• et de la longueur donde.

29
La courbe reliant les sommets des différents
rectangles
est ce que lon appelle le spectre démission
du corps.
La puissance totale E émise par m2
est représentée
par la surface comprise entre le spectre et
l axe des abscisses.
Cette puissance totale E (ou pouvoir émissif
total à la température T) est proportionnelle à
T4 , puissance quatrième de la température,
(cest à dire à T x T x T x T, avec T en degré
Kelvin ).
30
C Le Rayonnement thermique
C-1 Définitions et propriétés
C-2 Rayonnement de la Terre et rayonnement
solaire avant son entrée dans l atmosphère
terrestre
C-3 Interaction du rayonnement solaire avec
l atmosphère terrestre et les sols
C-4 Interaction du rayonnement terrestre avec
latmosphère
C-5 Quelques applications à des faits
d observation courante
31
Voici, par exemple, les spectres théoriques
d émission de la Terre, pour différentes
températures du sol.
Le pouvoir émissif total à la température T213 K
(-60 C) est représenté par l aire hachurée.
Les longueurs donde du rayonnement terrestre
sont comprises entre 2 et 40 micromètres
(radiations infrarouge). Le maximum démission
se situe dans la gamme 10-12 micromètres.
Il s agit d un rayonnement de grande longueur
donde , strictement infrarouge et donc
invisible pour nous.
Ces propriétés sont mises à profit dans le
domaine de limagerie satellitale (images
infrarouges).
32
Par contre, le soleil, avec sa température de
surface de 6000 K, émet dans une très large
gamme de longueur dondes.
Le spectre solaire sétend ainsi de l UV
lointain (0,13 micromètre) à l infrarouge
lointain (plus de 40 micromètres), en passant
par le rayonnement visible.
Cest cependant dans l UV proche, le visible et
le proche infrarouge que le rayonnement solaire
est le plus intense.
33
La puissance F rayonnée par chaque m2 de la
surface solaire est de 7348.104 W.m-2 .
La puissance totale P , rayonnée par la surface
totale S du soleil, dans toutes les directions
de l espace, est égale à 4,5.1026 Watts .
Mais lintensité du rayonnement qui arrive au
sommet de latmosphère terrestre est beaucoup
plus faible.
34
En effet, la puissance totale P émise à un
instant donné, par la surface du soleil se
propage pratiquement sans perte dans l espace
interplanétaire.
Mais elle se répartit sur des sphères de rayon
croissant,
1 m2
de sorte que la puissance traversant chaque
mètre carré de ces sphères est divisée par la
surface de la sphère considérée.
35
Arrivé au voisinage de l orbite terrestre, à la
distance R 150.000.000 de km du soleil, le flux
du rayonnement solaire n est plus que P/4?R2
(W/m2).
1 m2
Le flux qui parvient au sommet de l atmosphère
terrestre, perpendiculairement à la direction
soleil/Terre, est appelée  constante solaire 
C . Sa valeur annuelle moyenne est de 1370 W/m2.
36
Voici les spectres réels et théoriques du soleil
au sommet de l atmosphère
De nombreuses radiations émises par la surface
du soleil sont, fort heureusement pour nous,
absorbées par l atmosphère solaire elle-même.
Ceci explique lécart entre le spectre réel A
et le spectre théorique B.
Ce sont, principalement, les radiations de
courtes longueurs dondes (U.V.), celles qui
seraient nocives pour nous.
37
Répartition de lénergie transportée en
fonction des principaux domaines de longueur
donde
103
102
Visible
10
42,4
Infrarouge
10-1
42,4 dans le domaine visible,
Ultraviolet
10-2
10-3
10-4
38
99 de l énergie solaire qui nous parvient est
transportée par des radiations de longueurs
d onde comprises entre 0,25 et 5 micromètres.
Par opposition au rayonnement émis par la Terre,
on désigne souvent   le rayonnement solaire
parvenant au sommet de latmosphère, comme un
rayonnement de courtes longueurs dondes
totalement distinct du rayonnement terrestre
. (alors quil y a en fait chevauchement de
ces deux rayonnements dans une partie de
linfrarouge).
39
C Le Rayonnement thermique
C-1 Définitions et propriétés
C-2 Rayonnement de la Terre et rayonnement
solaire avant son entrée dans l atmosphère
terrestre
C-3 Interaction du rayonnement solaire avec
l atmosphère terrestre et les sols
C-4 Interaction du rayonnement terrestre avec
latmosphère
C-5 Quelques applications à des faits
d observation courante
40
Les effets du rayonnement sur les corps
récepteurs sont différents selon la gamme de
longueurs d ondes.
41
Le rayonnement solaire traverse les matériaux
transparents,
sans les échauffer de façon importante.
42
Ainsi, l'air est relativement transparent au
rayonnement solaire direct qui le traverse sans
l'échauffer de façon importante.
43
Le rayonnement solaire est fortement absorbé
par les matériaux sombres qui alors
séchauffent.
44
Il se réfléchit sur les surfaces claires ou
glacées (effet miroir habituellement appelé
 albédo ).
45
Les matériaux rencontrés dans la nature sont
parfois absorbants, parfois réfléchissants et
parfois transparents .
Les effets des radiations solaires dépendent
de la nature des matériaux,
de leur couleur,
de leur état de surface
et de lincidence du rayonnement.
46
C Le Rayonnement thermique
C-1 Définitions et propriétés
C-2 Rayonnement de la Terre et rayonnement
solaire avant son entrée dans l atmosphère
terrestre
C-3 Interaction du rayonnement solaire avec
l atmosphère terrestre et les sols
C-4 Interaction du rayonnement terrestre avec
latmosphère
C-5 Quelques applications à des faits
d observation courante
47
Si l air et les nuages sont relativement
transparents au rayonnement solaire,
ils absorbent par contre très fortement le
rayonnement thermique infrarouge de la terre.
Ils émettent à leur tour un rayonnement
infrarouge dont la fraction absorbée par le sol
élève la température de ce dernier.
Cest ce que lon appelle l effet de serre
atmosphérique  naturel .
Grâce à lui, la température moyenne à la surface
de la Terre est de 15 C. Elle serait de -18 C
en labsence de cet effet de serre.
48
C Le Rayonnement thermique
C-1 Définitions
C-2 Le rayonnement solaire avant son entrée dans
l atmosphère terrestre
C-3 Effets du rayonnement solaire sur
l atmosphère terrestre et sur les sols
C-4 Interaction du rayonnement terrestre avec
latmosphère
C-5 Quelques applications à des faits
d observation courante
49
Différence de température du sol entre le jour
et la nuit
50
La partie éclairée de la terre absorbe une bonne
partie du rayonnement solaire qui lui parvient.
Le sol se réchauffe et rayonne à son tour comme
un corps noir, mais dans le domaine infrarouge.
Une grande partie de ce rayonnement est absorbé
par l air qui se réchauffe.
La nuit,la partie du sol non éclairée continue à
rayonner vers l'atmosphère. Ne recevant plus le
rayonnement solaire, elle se refroidit, ainsi que
l air à son contact.
51
Couches nuageuses et fraîcheur des jours et des
nuits
52
Les couches nuageuses influent sur les
températures nocturnes et diurnes.
Cas des nuages nocturnes
les nuages absorbent le rayonnement infrarouge
terrestre et le réémettent en direction du sol.
Le sol et lair à son contact se refroidissent
moins vite
nuit chaude.
53
Les couches nuageuses influent sur les
températures nocturnes et diurnes.
Cas des nuages diurnes
les nuages réfléchissent et absorbent une bonne
partie du rayonnement solaire.
Déficit de réchauffement au sol
journée froide.
54
Chapitre I Quelques propriétés de
l atmosphère (suite) I-1 Composition de
l air atmosphérique I-2 la température et
transmission de la chaleur I-2-1 Les processus
mis en jeu A- La conduction B- La
convection C-le rayonnement thermique ?
I-2-2 Bilan radiatif-convectif moyen de la
Terre et de son atmosphère I-2-3 Répartition
verticale de la température et atmosphère
 standard  I-3 La pression atmosphérique
55
En dépit des variations de température que nous
venons de décrire, on constate que, de façon
globale, la température moyenne du sol et celle
de latmosphère restent sensiblement constantes
dans le temps (à léchelle de plusieurs
décennies).
Cela signifie quil y a égalité entre lénergie
reçue du soleil et celle que réémet vers
lespace le système Terre/Atmosphère.
56
Par contre, léquilibre radiatif nest atteint
ni par le sol, ni par latmosphère considérés
séparément.
Cest en fait grâce à la convection et à la
formation des nuages de pluie, que lexcédent
dénergie radiative reçue au sol est transféré
vers une atmosphère en déficit radiatif,
et, quen définitive, la température moyenne du
sol et celle de latmosphère restent
sensiblement constantes dans le temps (à
léchelle de plusieurs décennies).
57
On peut montrer que
la chaleur reçue par l'atmosphère a pour origine

• le rayonnement solaire direct 14,5 ,

• le rayonnement infrarouge terrestre 67,3 ,

• la chaleur produite par la condensation de la
  vapeur d'eau liée à la formation des
  nuages précipitants 14,6 ,

• la convection sans précipitations 3,6 .

Pour l'atmosphère, la source de chaleur la plus
importante n'est pas le soleil mais bien la
terre.
Ceci explique que l'atmosphère soit plus chaude
dans les basses couches qu'en altitude.
58
Chapitre I Quelques propriétés de
l atmosphère (suite) I-1 Composition de
l air atmosphérique I-2 la température et
transmission de la chaleur I-2-1 Les processus
mis en jeu A- La conduction B- La
convection C-le rayonnement thermique
I-2-2 Bilan radiatif-convectif de la Terre
et de son atmosphère ? I-2-3 Répartition
verticale de la température et atmosphère
 standard  I-3 La pression atmosphérique
59
Modèles de répartition verticale de la
température à différentes latitudes et saisons

• En moyenne, on peut distinguer quatre couches
  atmosphériques,
• se distinguant l une de l autre par le signe de
  la variation verticale de la température
• la troposphère,
• la stratosphère,
• la mésosphère,
• et la thermosphère.
• Leurs limites respectives sont
• la tropopause,
• la stratopause,
• la mésopause.

thermosphère
mésosphère
stratosphère
troposphère
On considère habituellement que la limite
supérieure de l atmosphère  météorologique  se
situe vers 80 km, à la mésopause.
60
Modèles de répartition verticale de la
température à différentes latitudes et saisons
Dans la troposphère, quelle que soit la saison,
la température diminue, en moyenne, d environ
6,5 par km. Mais la tropopause est plus haute
et plus froide à léquateur, quaux plus hautes
latitudes (observer la figure) Aux moyennes et
aux hautes latitudes, la répartition verticale de
la température subit une variation saisonnière
(observer la figure). Ainsi, la tropopause est
plus basse et moins froide en hiver quen été. Le
maximum de température de la stratopause est dû
à l absorption par l ozone, des radiations
ultraviolettes de longueurs d ondes comprises
entre 0,21 et 0,29 microns.
thermosphère
80 km, -100 C
mésopause
mésosphère
50 km, 10 C
stratopause
stratosphère
18 km, -60 C
tropopause
11 km -60 C
6 km -40 C
troposphère
9 km
61
Pour laéronautique on définit une atmosphère
type dont les caractéristique sont les suivantes
isothermie
Air sec Température à 0 m 15C
Gradient vertical -6.5C / 1000 m
Tropopause à 11000 m à 56.5C
Isothermie au dessus
-6.5/1000m
Ces valeurs sont des moyennes parfois
assez différentes de l'atmosphère
réelle.
62
L'atmosphère réelle peut être sensiblement
différente
selon la saison,
63
Souvent,on retrouve

• une isothermie au niveau de la tropopause.
• une inversion d'altitude,
• une tranche présentant un profil semblable à
  celui de l'atmosphère standard,
• une inversion nocturne,

64
Chapitre I Quelques propriétés de
l atmosphère I-1 Composition de l air
atmosphérique I-2 la température et
transmission de la chaleur I-2-1 Les processus
mis en jeu A- le rayonnement thermique B-
La conduction C- La convection I-2-2 Bilan
radiatif-convectif de la Terre et de son
atmosphère I-2-3 Répartition verticale de la
température et atmosphère  standard  I-3
La pression atmosphérique ? I-3-1
Quelques rappels sur la notion de
pression I-3-2 la pression atmosphérique
65
 Forces pressantes  exercées par l air
Sous l effet de l air qui nous entoure, tout
objet est soumis, en chacun de ses points,
à des forces  pressantes  f

• perpendiculaires aux surfaces délimitant cet
  objet
• et dirigées de l air vers ces surfaces.

Si le volume de l objet est de l ordre du
m3 l ensemble des forces pressantes a même
intensité.
L intensité des forces pressantes, représentée
par la longueur (ou norme) de chacun des
vecteurs, est ce que l on appelle  la
pression p de l air.
La pression n est donc pas une quantité
vectorielle, mais une grandeur  scalaire .
66
Rappels sur la pression
67
Pression atmosphérique, pression hydrostatique
Les parois extérieures de ce bassin rempli d eau
sont donc soumises à un ensemble de forces
pressantes de la part de lair qui lentoure.
Leau contenue dans l aquarium exerce également
des forces pressantes sur les parois de celui-ci.
A la surface libre de leau, les forces
pressantes exercées par l eau sur lair qui le
surmonte sont égales et opposées à celles
exercées par l air sur l eau.
Dans l eau de laquarium, l intensité des
forces pressantes augmente très rapidement au fur
et à mesure que lon sécarte de la surface libre
en direction du fond.
Dans leau, à dix mètres de profondeur, la
pression est le double de celle qui règne à la
surface libre.
68
La loi hydrostatique

• Pascal a démontré que dans un liquide (fluide
  incompressible) au repos
• la pression a la même valeur en tout point dun
  même plan horizontal (qui constitue donc une
  surface isobare),

• la pression augmente régulièrement au fur et à
  mesure que lon séloigne de la surface libre .
  Les surfaces isobares sont donc équidistantes
  .

• La variation ?p de la pression est reliée à la
  variation ?H de la profondeur par la relation
  hydrostatique
• ?p g . ? . ?H
• où g est l intensité de la pesanteur et
• ? la masse volumique de leau (1 tonne par m3).

69
Calcul de la pression à la profondeur h1
La quantité g . ? . ?H est équivalente, en
valeur numérique, au poids d une colonne d eau
de section S unité (S 1m3) et de hauteur ?H.
On a donc ?p g . ? . ?H
On peut en déduire que la pression p1 au niveau
h1 , est égale à la pression p0 à la surface
libre , augmentée de la valeur numérique du
poids dune colonne d eau, de section S unité
et de hauteur ?H h1 p1 p0 g . ? . h1 . S
(avec S 1 m2) Attention il est incorrect de
dire que la pression (grandeur scalaire) est
 égale au poids  (grandeur vectorielle ).
?p

• La pression p à un niveau quelconque h est donc
  déterminée par la somme
• de la pression au niveau de la surface libre ,
• et de la valeur numérique du poids de la
  colonne deau de section unité et de hauteur h.

S 1m3
70
La pression atmosphérique
La loi hydrostatique s applique à l air qui
entoure la Terre.
Au  sommet  de l atmosphère terrestre (à
quelques 600 km au-dessus de la surface du sol),
la pression atmosphérique est nulle.
Z600 km P0
Au niveau du sol, la pression atmosphérique est
donc déterminée par la valeur numérique du poids
dune colonne dair de section unité sappuyant
sur le sol et de 600 km de hauteur.
Remarque Dans certains phénomènes
atmosphériques, il arrive que la relation
hydrostatique ne soit pas vérifiée.
71
Plus le point de mesure est élevé, plus le poids
de la colonne d'air qui le surmonte est faible et
plus la pression est faible.
Si ?m et ?M sont les masses volumiques moyennes
des colonnes dair de hauteur h et H, on a
p ?mgh
La pression atmosphérique décroît avec l'altitude.
P?MgH
72
Altitudes en m Pression en hPa
0 1013.25
1000 898.70
2000 795.00
3000 701.10
4000 616.40
5000 540.20
6000 471.80
7000 410.60
8000 356.00
9000 307.40
10 000 264.40
11 000 236.20
On peut retenir que jusqu à 25 km, où elle est
voisine de 25 hPa, la pression diminue , en
gros, de moitié chaque fois que l on s élève de
5 km.
73
PRESSION ATMOSPHÉRIQUE
Décroissance en fonction de l'altitude
Altitude en km
30
20
10
8
6
4
2
Pression en hPa
200
400
600
800
1000
0
74
L'air est un gaz compressible.
L'air des basses couches est "écrasé" par celui
des couches supérieures. Sa masse volumique est
plus forte que celle de lair situé en altitude.
La pression varie plus rapidement dans les basses
couches quen altitude.
75
Ecartement des isobares en fonction de laltitude
Tranche d'altitude écart d'alt. pour 1 hPa
0 à 1000 m 8,8 m
1000 à 2000 m 9,6 m
2000 à 3000 m 10,6 m
3000 à 4000 m 11,8 m
4000 à 5000 m 13,2 m
5000 à 6000 m 14,7 m
6000 à 7000 m 16,4 m
7000 à 8000 m 18,2 m
8000 à 9000 m 20,4 m
9000 à 10000 m 23,2 m
76
La relation classique disant que
la pression diminue de 1 hPa, chaque fois que
lon s élève de 8.5 m,
n'est donc valable que pour les basses couches
de l'atmosphère (lt1000 m).
77
FIN du Chapitre 1
78
Quelques compléments sur
Annexe 1

• 1.1 Les lois du rayonnement thermique
• 1.2 Puissance totale rayonnée par le soleil
• 1.3 La constante solaire C
• 1.4 Le calcul du flux solaire intervenant dans le
  bilan radiatif du système
  Terre/Atmosphère (C/4)

79
1.1 Compléments sur les lois du rayonnement
thermique
Nous avons vu que
le rayonnement thermique est généralement
composé dun ensemble continu de radiations, de
longueurs d'onde comprises entre deux valeurs ?D
et ?F   fixées par la température du corps.
?D
?F
80
Nous avons également dit que chaque radiation
transporte une partie de la puissance
émise.
Pour une température donnée,
E?
la part de puissance transportée
par les radiations comprises dans un petit
intervalle ?? de longueur d ondes,
peut être représentée par
la surface d un rectangle
Longueur dondes

• de base ??

• et de hauteur proportionnelle
• à la puissance émise E?.

81
Nous avons également vu que, pour une température
T (K),
la courbe joignant les sommets de tous les
rectangles est désignée sous le nom de
 spectre  d émission à la température T,
et que la puissance totale émise par m2
est représentée
par la surface comprise entre le spectre et
l axe des abscisses.
Longueur d ondes
Cette puissance totale (ou pouvoir émissif total
à la température T) est donné par la formule de
Stefan M ?T4 où ? (constante de Stefan)
5,67.10-8 W.m-2.K-4.

82
Applications 1-2 Calcul de la puissance totale
rayonnée par la surface du soleil
Puisque le soleil rayonne comme un corps noir à
la température de 6000 K,
la puissance F rayonnée par chaque m2 de la
surface solaire est égale à F ? T4
7348.104 W.m-2
Avec ? 5,67.10-8 W.m-2.K-4.
La puissance totale P, rayonnée par la surface
totale S du soleil, dans toutes les directions
de l espace, est donc égale à P F.S
F.4?R2s 4,5.1026 Watts
où Rs est le rayon du soleil (700 000 km).
83
1-3 Calcul de la constante solaire (intensité
solaire moyenne réellement disponible au sommet
de latmosphère)
La puissance totale P rayonnée par la surface
totale S du soleil, dans toutes les directions
de l espace, est donc égale à 4,5.1026 Watts.

Mais lintensité du rayonnement qui arrive au
sommet de latmosphère terrestre est beaucoup
plus faible.
84
En effet, la puissance totale P émise à un
instant donné, par la surface du soleil se
propage pratiquement sans perte dans l espace
interplanétaire.
Mais elle se répartit sur des sphères de rayon
croissant,
1 m2
de sorte que la puissance traversant chaque mètre
carré de ses sphères est divisée par la surface
de la sphère considérée.
85
Arrivé au voisinage de l orbite terrestre, à la
distance R 150.000.000 de km du soleil, le flux
du rayonnement solaire n est plus que P/4?R2
(W/m2).
1 m2
Le flux qui parvient au sommet de l atmosphère
terrestre, perpendiculairement à la direction
soleil/Terre, est appelée  constante solaire 
C . Sa valeur annuelle moyenne est de 1370 W/m2 .
86
1.4 Calcul du flux solaire intervenant dans le
bilan radiatif du système Terre/Atmosphère (C/4)
Nous allons maintenant évaluer la puissance
solaire reçue au sommet de latmosphère (à 600
km daltitude), en moyenne annuelle, toutes
latitudes confondues, par m2 de surface
datmosphère (celle qui est utilisée pour
létude du bilan radiatif du système
Terre/Atmosphère).
87
L  intensité du rayonnement solaire arrivant au
sommet de l atmosphère,perpendiculairement à la
direction Soleil/Terre étant de 1370 W/m2
 (constante solaire C ),

• l énergie E interceptée, pendant une année,
  par un cercle perpendiculaire au rayonnement
  solaire, de rayon R égal à celui de la terre et
  de son atmosphère est égale à

E Joules 1370 x ? x R2 x 365 jours x 24
heures x 3600 secondes.
Au cours d une année, cette énergie se
répartit, de façon certes très inégale, à la
surface S 4 ? R2 de la sphère de rayon R.
Donc, en moyenne annuelle, toutes latitudes
confondues, lénergie disponible au sommet de
l atmosphère, par unité de surface et par unité
de temps, est égale à E/(S x 365jours x
24heures x 3600sec)C/41370/4 340W/m2
88
Fin de lannexe 1
89
Annexe 2
Bilan radiatif et effet de serre
90
Nous venons dindiquer que, de façon globale, la
température moyenne du sol et celle de
latmosphère terrestre restent sensiblement
constantes dans le temps.
Voyons plus précisément comment sétablit le
bilan radiatif et comment, grâce à la convection
et à la formation des nuages précipitants,
lexcédent dénergie radiative reçue au sol est
transféré vers une atmosphère en déficit radiatif.
91
Au sommet de l'atmosphère, le flux solaire
incident est, en moyenne de 340 W par m2.
80 W par m2 sont réfléchis par les nuages ,
80 W par m2 sont absorbés par l'atmosphère et
les nuages,
340 W par m2 représentent le quart de la
constante solaire. Cette valeur sentend,
toutes latitudes et saisons confondues.
180 W par m2 seulement continuent en direction
du sol.
92
180 W par m2 parviennent donc à la surface du sol,
180
qui en réfléchit 20 W par m2 .
20
Seuls 160 W.m-2 sont finalement absorbés par le
sol et les océans.
93
0
20 W.m-2 traversent directement latmosphère et
s'échappent vers l'espace.
220 watts par m2 sont réémis vers lespace et 330
vers le sol.
(fenêtre atmosphérique pour les longueurs
dondes de 8 à 13 micromètres).
Pour une température moyenne de 15, la surface
de la terre émet un flux infrarouge de 390 W.m-2 .
94
BILAN RADIATIF du système Terre/atmosphère(au
sommet de latmosphère)
Espace
Atmosphère et nuages
Sol
330
160

• 390

Globalement, vues de l espace, la terre et son
atmosphère sont en équilibre radiatif, puisque
les 240 Watts par m2 de rayonnement solaire
réellement disponibles pour latmosphère et le
sol sont égaux au flux infrarouge sortant.
95
BILAN RADIATIF AU SOL
20
220
340
80
20
Espace
220
80
370
80
330
Atmosphère et nuages
Sol

• 390

Au total, le sol absorbe 160 330 490 W.m-2 et
nen émet que 390. Il n est donc pas en
équilibre radiatif. Mais puisque sa température
moyenne reste néanmoins constante, un processus
autre que radiatif doit intervenir pour évacuer
l excès de chauffage radiatif en surface (100
W.m-2).
96
BILAN RADIATIF DE l ATMOSPHERE ET DES NUAGES
Latmosphère et les nuages absorbent 80 W.m-2 du
rayonnement solaire incident et 370 W.m-2 du
rayonnement infra rouge terrestre, soit 450
W.m-2. Or ils émettent 220 330 550 W.m-2,
soit un déficit de 100 W.m-2.
20
220
340
80
20
Espace
80
370
Atmosphère et nuages
Sol

• 390

160
330
Là encore, puisque la température moyenne de
l atmosphère est sensiblement constante, un
processus autre que radiatif doit intervenir pour
combler le déficit radiatif de latmosphère.
97
LES PROCESSUS COMPENSATEURS
Lexcès d énergie radiative au sol est utilisée
1- pour évaporer les eaux de surface 80
W.m-2,
340
80
20
20
220
220
80
370
330

• 390

160
330
80
20
Sol
2- pour chauffer l air au contact du sol
(chaleur sensible et convection sans
précipitations) 20 W.m-2.
Le sol reçoit 160 330 490 w.m-2 . Il émet
390 w.m-2 et perd 100 W.m-2. Le bilan est
équilibré.
98
Pour l atmosphère et les nuages, qui émettent
330 220 550 W.m-2 sous forme de rayonnement
infrarouge, il y a donc trois sources de chaleur

1-le chauffage radiatif par absorption du
rayonnement solaire 80 W.m-2 et du
rayonnement infrarouge terrestre 370 W.m-2,
soit 450 W.m-2,
2- le chauffage par chaleur sensible (convection
sans précipitations et conduction) 20 W.m-2,
20
220
340
80
20
80
20
Sol

• 390

160
330
20
80
3- le chauffage par dégagement de chaleur latente
lié à la formation de nuages donnant lieu à des
précipitations 80 W.m-2 .
Leur bilan énergétique est ainsi équilibré.
99
L effet de Serre  Naturel 

• En labsence datmosphère (et en admettant
  encore un albédo de 30 ), la surface terrestre
• recevrait 240 W.m-2
• et émettrait en retour 240 W.m-2.
• Sa température déquilibre radiatif serait de
  255 K , soit -18 C.

Avec latmosphère, le sol rayonne 390 W.m-2,
correspondant à une température de surface de
288 K, soit de 15 C.

-18 C
Lénergie radiative supplémentaire (390-240 W.m-2
) apportée au sol par latmosphère est ce que
lon appelle l effet de serre atmosphérique
naturel .
D Cruette
100
Leffet de Serre  Naturel 
Par définition, sa valeur est égale à la
différence entre - le rayonnement infrarouge
émis au sol 390 W.m-2 , - et celui émis au
sommet de latmosphère 240 W.m-2.
.D Cruette
101
Principaux constituants atmosphériques
responsables de leffet de serre
Une augmentation de la concentration de certains
de ces constituants, particulièrement de ceux qui
réduiraient la  transparence  de la fenêtre
atmosphérique (CO2, CH4, O3, etc.), devrait
logiquement entraîner une augmentation de leffet
de serre.
La vapeur deau est le principal constituant à
effet de serre .
102
Fin de lannexe 2