1. CHALEUR ET RAYONNEMENT 
Tout corps chauffé à une température T émet
un rayonnement sous forme de photons. La longueur d’onde de celui-ci
est, en général , inversement proportionnelle à la
température. C’est ainsi que le soleil dont la température
absolue moyenne est d’environ 5800 K (Kelvin) émet un spectre
lumineux dont la longueur d’onde moyenne est d’environ 0,65
micron, correspondant à la couleur jaune.
La terre, dont la température moyenne n’est que de 15 °C
(degrés Celsius ou 288 K) émet, un rayonnement d’une
longueur d’onde atteignant près de 15 microns, situé
dans l’infrarouge.
La température ne détermine pas seulement la longueur d’onde
du rayonnement, mais aussi son intensité (la quantité d’énergie
rayonnée par unité de temps et de surface). Celle-ci croît
comme la quatrième puissance de la température absolue .
Le soleil émet une puissance lumineuse surfacique de 63 MW/m2 (méga-watt
par mètre carré) pour une puissance totale rayonnée
de 3,9×1017 GW (giga watt). Connaissant la distance moyenne de la
terre au soleil, soit d’environ 150 millions de kilomètres,
on calcule que la puissance du rayonnement solaire à la distance
de la terre est de 1,38 kW/m2. Ce n’est toutefois pas cette puissance
qui atteint le sol ; en effet une partie du rayonnement est réfléchie
par les nuages, la neige et les autres surfaces claires. La puissance moyenne
du rayonnement solaire mesurée au niveau du sol dans un plan perpendiculaire
aux rayons solaires, et dans l’hypothèse d’un ciel clair
sans nuage, ne vaut de ce fait, qu’environ 0,95 kW/m2 ; c’est
la constante solaire . Pour obtenir la puissance moyenne du rayonnement
solaire reçue par unité de surface du globe terrestre il faut
encore diviser la constante solaire par 4 (rapport de la section de la sphère
à sa surface).
Finalement la puissance solaire absorbée par la surface terrestre
(mers incluses) est de 237 W/m2, en absence de nébulosité.
En pratique, du fait de la nébulosité environ 67 W/m2 sont
absorbés dans l’atmosphère et seulement 168 W/m2 par
la surface du sol. Pour que la terre soit à l’équilibre
thermique la puissance totale de 237 W/m2 doit être rayonnée
à son tour dans l’espace . En effet, si la puissance rayonnée
par la terre était inférieure à la constante solaire
la température de la terre croîtrait indéfiniment et
dans le cas contraire la terre se refroidirait jusqu’au zéro
absolu.
En utilisant la loi de Stephan on trouve qu’un corps rayonnant 237
W/m2 devrait avoir une température de –18 °C. Or la température
moyenne de la surface terrestre est de 15 °C. Comment comprendre un
tel désaccord ? La clé en est l’effet de serre.
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2. LE PRINCIPE DE L’EFFET DE SERRE
Que se passe-t-il dans une serre ? La lumière solaire qui traverse
la couverture en verre de la serre est absorbée dans le sol. Le sol
s’échauffe donc. Il émet du rayonnement sous forme de
photons. A la température d’équilibre la puissance rayonnée
par le sol doit être égale à celle reçue, mais
comme la température du sol est très inférieure à
celle du soleil l’énergie des photons réémis
par le sol est beaucoup plus faible que celle des photons solaires incidents
(inversement leur longueur d’onde est beaucoup plus longue). Le nombre
de photons infrarouges réémis par le sol est donc beaucoup
plus grand que celui des photons incidents (dans le rapport des longueurs
d’onde). Les photons infrarouges sont absorbés et réémis
par le verre de la serre. Ceux qui sont réfléchis vers le
sol y sont absorbés et augmentent donc d’autant sa température.
Nous négligeons dans ce traitement schématique les transferts
thermiques non radiatifs. Supposons que, en l’absence de couverture
(le verre) la puissance absorbée par le sol soit de 240 W/m2 et que
la température du sol, déterminée par la loi de Stephan
soit de -18 °C.
1 Ceci est rigoureux
dans le cas du rayonnement d’un corps noir. Dans ce qui suit nous
nous placerons dans cette hypothèse.
2C’est
la loi de Stephan : P=sT4, avec s=5,67051×108
W/m²/K4
3 Le soleil émet
en une seconde l’équivalent de deux fois toute la consommation
énergétique annuelle de l’humanité
4 C’est cette valeur qui est prise en compte
dans les calculs de rendement des cellules photovoltaïques.
5 En réalité il faut ajouter à
la constante solaire, la valeur de la chaleur géothermique produite
par la radioactivité des roches terrestres et qui vaut 0,06 W/m2
|
3. LA SERRE TERRESTRE
C’est l’atmosphère terrestre qui joue le rôle de
la plaque de verre décrit ci-dessus. L’atmosphère terrestre
est presque transparente aux photons solaires qui n’ont pas une énergie
suffisante pour exciter les niveaux atomiques des éléments
qui la composent. Seul l’ozone stratosphérique absorbe la partie
ultra violette du spectre solaire. Les principaux gaz composant l’atmosphère
(oxygène, azote et gaz rares) sont aussi transparents aux rayonnements
infrarouges6 . Par contre des gaz comme l’eau, le gaz carbonique,
le méthane, les oxydes d’azote et d’autres composants
encore plus rares dont les molécules comportent au moins trois atomes,
absorbent efficacement ce rayonnement. Le résultat de ces absorptions
variées se traduit par une déformation du spectre solaire
et du spectre de réémission infrarouge comme on peut le voir
sur la Figure 1. Les concentrations volumiques et les contributions relatives
des principaux gaz à effet de serre sont données au Tableau
1.
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H2O |
CO2 |
CH4 |
N2O |
O3 |
O2 |
N2 |
| Concentration atmosphérique % |
0,3 |
0,036 |
1,8 10-4 |
0,3 10-4 |
0,03 10-4 |
21 |
78 |
| Contribution à l’effet de serre % |
55 |
39 |
2 |
2 |
2 |
- |
- |
| Efficacité relative |
0,15 |
1 |
10 |
60 |
600 |
- |
- |
Tableau 1 -Concentrations et contributions des principaux
gaz contribuant à l’effet de serre. On donne aussi leurs
efficacités moléculaires moyennes pour le réchauffement
relativement à celle du gaz carbonique.
6 Cette transparence est une conséquence
de la structure simple, mono ou diatomique, des molécules de ces
gaz .
Les valeurs des efficacités relatives des différents gaz à
effet de serre données dans le Tableau 1 doivent être interprétées
avec prudence. Il s’agit, en effet, de valeurs moyennes pour les concentrations
actuelles. Elles ne reflètent pas simplement les propriétés
d’absorption à l’échelle moléculaire. En
effet, au fur et à mesure que la concentration d’une molécule
augmente l’absorption de l’atmosphère se sature progressivement,
ce qui conduit à une décroissance de l’absorption moyenne
par molécule (le photon absorbé par une molécule ne
plus l’être par une autre). On s’attend donc à
ce qu’une molécule supplémentaire de gaz carbonique
ait une efficacité relative réduite par rapport à une
molécule d’ozone.
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FIGURE 1
- Effet de l’absorption par l’atmosphère en fonction
de la longueur d’onde des photons. La courbe de gauche correspond
au spectre solaire incident au sol, la courbe de droite correspond au
spectre infrarouge mesuré en sortie de l’atmosphère.
Les parties colorées correspondent aux bandes d’absorption
par différents composants de l’atmosphère. En bleu
: absorption par la vapeur d’eau. En rose : absorption par le protoxyde
d’azote (N2O). En rouge : gaz carbonique (CO2).
En jaune : Ozone. En vert : Méthane. En blanc : Oxygène.
Dans les deux spectres, la contribution de l’Ozone est essentiellement
celle de l’Ozone stratosphérique. |
4. LES ECHANGES THERMIQUES DANS LE
SYSTEME TERRE-ATMOSPHERE
La Figure 2 illustre les échanges énergétiques entre
le soleil, l’atmosphère et le sol. |
Figure 2 - Flux d’énergie dans le système
atmosphérique.  |
Les différences principales par rapport au cas simpliste de la
serre discutée plus haut sont l’absorption et la réémission
du rayonnement infrarouge par l’atmosphère, d’une part,
et le rôle important joué par les transferts de chaleur non
radiatifs d’autres part.
L’énergie solaire reçue par la très haute atmosphère
vaut 342 W/m2. 105 W/m2 sont réfléchis dans le visible sans
effet sur le chauffage du système terre atmosphère. 237 W/m2
sont donc disponibles pour celui-ci. Parmi ceux-ci 68 sont utilisés
pour chauffer directement l’atmosphère par absorption et sont
ré émis comme rayonnement infrarouge dans l’espace.
Le sol reçoit donc 169 W/m2 de rayonnement solaire direct. Ce dernier
ré-émet 106 W/m2 sous forme de chaleur (latente pour 80 W/m2
et sensible pour 26 W/m2), 390 W/m2 sous forme de rayonnement infrarouge,
mais reçoit 327 W/m2 de l’atmosphère du fait de la présence
des gaz à effet de serre de telle manière que l’énergie
nette ré-émise par le sol sous forme de rayonnement vaut 63
W/m2.
Il faut remarquer qu’alors que le sol reçoit une énergie
totale de 496 W/m2 c’est uniquement la réémission dans
l’infrarouge de 390 W/m2 qui reflète sa température.
Les variations climatiques
Géologues et paléontologues ont montré depuis longtemps
qu’au cours des derniers millions d’années des ères
glaciaires ont régulièrement alterné avec des périodes
de réchauffement interglaciaires. On pense généralement
que ces changements climatiques sont dus à la combinaison des variations
de l’activité solaire et de la complexité du mouvement
orbital de la Terre. Le rayonnement solaire n’est pas émis
de façon rigoureusement constante. Son intensité varie de
0,1 à 0,6 %. Elle suit un cycle de 11 ans, subit des écarts
quotidiens et peut dériver sur quelques siècles.
La trajectoire de la Terre autour du Soleil est une ellipse dont l’excentricité
change au cours du temps. Bien qu’elle ne soit pas exactement cyclique,
une période de 100 000 ans environ est attribués à
cette variation (Figure 3). La Terre reste plus longtemps plus loin du Soleil
lorsque l’excentricité est plus grande. Le flux d’énergie
reçue est alors moindre.
L’équilibre thermique de la Terre est déterminé
d’abord par la température des océans qui couvrent 73
% de sa surface. Il faut se rappeler que l’eau a une capacité
calorifique anormalement élevée. De nos jours, lorsque la
Terre passe au périhélie, c’est l’été
dans l’hémisphère sud où existe peu de terre
émergée. Sous l’effet du rayonnement solaire, les océans
sont plus chauds qu’à aucune autre période et la température
de la Terre atteint ses sommets historiques. Dans le cas contraire, lorsque
l’été de l’hémisphère nord, plus
continental, coïncide avec le passage au périhélie, les
océans sont plus froids et la Terre subit une glaciation.
Ces changements sont dus à la précession de l’axe des
pôles à qui il faut de 19 000 à 23 000 ans pour effectuer
un tour complet. L’effet est renforcé par les variations de
l’obliquité de l’axe qui oscille entre 22 et 25 °
avec une période de l’ordre de 40 000 ans. Une obliquité
plus grande entraîne un plus grand contraste saisonnier entre les
latitudes moyennes et les régions polaires.
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Figure 3 - Les mouvements de la Terre qui influencent
l’insolation.
La trajectoire de la Terre autour du Soleil est une ellipse dont l’excentricité
change au cours du temps. Bien qu’elle ne soit pas exactement cyclique,
une période de 100 000 ans environ est attribuée à
cette variation (). La Terre reste plus longtemps plus loin du Soleil
lorsque l’excentricité est plus grande. Le flux d’énergie
reçue est alors moindre.
L’équilibre thermique de la Terre est déterminé
d’abord par la température des océans qui couvrent
73 % de sa surface. Il faut se rappeler que l’eau a une capacité
calorifique anormalement élevée. De nos jours, lorsque la
Terre passe au périhélie, c’est l’été
dans l’hémisphère sud où existent peu de terres
émergées.
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La figure 4 montre l’évolution du climat reconstitué
à partir des carottes de glace prélevées dans
la calotte de glace antarctique. La concentration en CO2 et CH4 est
obtenue par analyse chimique des gaz présents dans les bulles
microscopiques incluses dans la glace. La température est obtenue
par une analyse du rapport isotopique O18/O16 de la glace. Celle-ci
est, évidemment la conséquence de chutes de neige consécutive
à un phénomène d’évaporation de
l’océan. Plus léger, l’oxygène 16
est plus abondant dans la vapeur d’eau que dans l’eau
liquide et ce, d’autant plus que la température est basse.
Inversement la teneur relative en oxygène 18 croît avec
la température. Ainsi l’observation du rapport O18/O16
donne-t-elle la possibilité de reconstruire les variations
de la température dans le passé. La température
montre une structure quasi-périodique qui est sans doute le
résultat d’une combinaison des phénomènes
astronomiques décrits ci-dessus.
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Figure 4
Evolution du climat de la terre depuis 400000 ans mesuré dans les
carottes de glace de l’Antarctique.
La concentration en CO2 est donnée en parties
par million (ppm), celle du CH4 en parties par milliard
(ppb). La température est mesurée par son écart
par rapport au présent. |
Les mesures les plus récentes montrent que les variations de
la concentration du gaz carbonique suivent celles de la température
avec environ 800 ans de retard, ce qui démontre que, dans le
passé, c’est l’augmentation de la température
qui a causé celle de la concentration des gaz à effet
de serre (GES). Cette augmentation peut être expliquée
par un dégazage de l’océan et l’augmentation
du métabolisme de la biomasse. De plus, l’effet de serre
dû à l’augmentation de la concentration des GES
réagit positivement sur la température et contribue,
en fin de compte, à 40% environ de son accroissement total.
Les variations de la concentration du méthane sont généralement
associées aux variations de l’humidité de l’air
qui favorise les précipitations et la fermentation de la biomasse.
Les fortes températures seraient donc associées à
des précipitations accrues. Tout cela témoigne de la
relation étroite entre le climat et la vie sur la planète.
Les mesures faites sur les carottes de glace de la calotte Groenlandaise
ont aussi montré l’existence de brèves, mais importantes
fluctuations de la température. Celles-ci sont particulièrement
visibles dans les périodes de réchauffement et vont à
l’encontre de la tendance générale.
Les climatologues les expliquent par un ralentissement ou un arrêt
du Gulf Stream et de la dérive nord atlantique. Le terme savant pour
ce mouvement des eaux océaniques est la circulation thermohyaline
: les eaux tropicales entraînées par la dérive nord
atlantique sont à la fois plus chaudes et plus salées que
les eaux arctiques ; selon leur degré de salinité elles sont
plus ou moins denses que les eaux arctiques. Plus denses elles tombent vers
le fond océanique dans les environs du Groenland. Elles se dirigent
alors vers l’équateur, font le tour de l’Afrique et de
l’Asie en perdant progressivement leur salinité, si bien qu’arrivées
au niveau de l’Alaska, elles peuvent remonter en surface puis faire
le périple en sens inverse. Au moment de la fonte des calottes glaciaires
les eaux salées chaudes de surface se mélangent aux eaux douces
de fonte et perdent donc leur salinité ; de ce fait elles deviennent
trop légères pour tomber au fond de l’océan et
la circulation thermohyaline s’arrête.
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