Comment le bilan radiatif règle‑t‑il la température de la Terre ?

1. Quelle fraction de la puissance du Soleil atteint la Terre ?

Imagine une sphère invisible centrée sur le Soleil et passant par la Terre. Dans le modèle, la puissance solaire s’est répartie dans toutes les directions sur cette sphère de rayon $d$ et d’aire $\text{4π}{d}^2$. Plus la distance augmente, plus une même puissance se partage sur une grande surface.

Vue du Soleil, la Terre ne présente pas toute sa surface sphérique : elle montre un disque de rayon $R_{\text{T}}$ et d’aire $\text{π}{R}_{\text{T}}^2$. Ce disque intercepte les rayons ; l’autre moitié du globe est dans son ombre. Employer $\text{4π}{R}_{\text{T}}^2$ à cette étape compterait donc quatre fois trop de puissance.

La fraction interceptée vaut $\text{f =}\frac{\text{π}{R}_{\text{T}}^2}{\text{4π}{d}^2}\text{=}\frac{R_{\text{T}}^2}{\text{4}{d}^2}$. Avec $R_{\text{T}}\text{= 6,37 ×}{10}^6\text{m}$ et $\text{d = 1,50 ×}{10}^{11}\text{m}$, elle est voisine de $\text{4,5 ×}{10}^{\mathrm{-10}}$. Ce très petit nombre ne signifie pas que la puissance reçue est faible : il faut encore le multiplier par l’immense puissance rayonnée par le Soleil, puis étudier ce que la Terre en fait.

Repère visuel du cours Agrandir

2. Comment l’albédo partage-t-il la puissance incidente ?

Une fois le rayonnement intercepté, deux devenirs suffisent dans le partage global simplifié : une partie est renvoyée vers l’espace par réflexion ou diffusion, l’autre est absorbée par le système Terre. L’albédo moyen $\alpha$ est le rapport $\text{α =}\frac{P_{\text{réfléchie}}}{P_{\text{incidente}}}$. C’est un nombre sans unité compris entre 0 et 1.

La fraction absorbée vaut donc $\text{1 − α}$. Pour $\text{α = 0,30}$, une puissance incidente de 100 unités se partage en 30 unités renvoyées et 70 unités absorbées. Le contrôle $\text{α + (1 − α) = 1}$ empêche d’oublier ou de compter deux fois une part du rayonnement.

L’albédo planétaire est une moyenne de contributions différentes : nuages, atmosphère, océans, continents, neige ou glace. Une surface claire possède souvent un albédo local plus élevé qu’une surface sombre, mais une valeur locale ne devient pas automatiquement la moyenne de toute la Terre. L’énergie absorbée est l’étape suivante du trajet : elle sera finalement cédée, notamment sous forme d’infrarouge.

3. Pourquoi la Terre n’émet-elle pas le même rayonnement que le Soleil ?

Tout corps dont la température est supérieure au zéro absolu émet un rayonnement thermique. La température règle la répartition de cette émission selon la longueur d’onde : une source très chaude émet davantage et son maximum se situe à une longueur d’onde plus courte qu’une source plus froide.

La surface du Soleil, proche de 5 800 K, émet principalement autour du visible, avec un maximum voisin de $\text{0,5 μm}$. La surface terrestre, proche de 300 K, possède un maximum voisin de $\text{10 μm}$, dans l’infrarouge thermique. La Terre ne se contente donc pas de réfléchir la lumière solaire : après absorption, elle émet son propre rayonnement.

Pour identifier un flux, quatre informations évitent les confusions : sa source, sa direction, son domaine spectral et le système qui le reçoit. Cette carte d’identité devient décisive dans l’atmosphère, car une même couche peut transmettre le visible tout en absorbant certaines bandes infrarouges.

4. Comment lire l’opacité de l’atmosphère sans inventer une moyenne ?

Une courbe d’absorption ou d’opacité associe chaque longueur d’onde à la fraction de rayonnement arrêtée par l’atmosphère. Une opacité proche de 100 % dans une bande signifie que très peu de rayonnement la traverse entièrement ; une faible opacité indique au contraire une transmission importante.

La courbe n’est pas plate. Une large partie du visible traverse relativement bien l’atmosphère, alors que plusieurs bandes infrarouges sont fortement absorbées. Une fenêtre atmosphérique est un intervalle spectral plus transmissif que ses voisins : ce n’est ni un trou matériel dans l’air ni une transparence parfaite à toutes les longueurs d’onde.

Pour commenter la courbe, commence par délimiter une bande sur l’axe horizontal, lis l’opacité correspondante, puis demande quel rayonnement domine dans cette bande. Autour du visible, tu raisonnes surtout sur l’arrivée du solaire ; dans l’infrarouge thermique, tu raisonnes surtout sur l’émission terrestre et l’effet de serre.

Repère visuel du cours Agrandir

5. Comment l’atmosphère réchauffe-t-elle la surface sans créer d’énergie ?

La surface absorbe une partie du rayonnement solaire et gagne de l’énergie. Comme sa température est voisine de 300 K, elle en cède par un rayonnement principalement infrarouge. Certaines molécules atmosphériques et les nuages absorbent une partie de cet infrarouge à des longueurs d’onde précises.

Une atmosphère qui absorbe émet elle aussi un rayonnement thermique. Cette émission se fait dans plusieurs directions : une partie gagne l’espace, une autre retourne vers la surface. Le flux infrarouge descendant s’ajoute alors au rayonnement solaire absorbé par le sol ; il n’est pas de l’énergie créée par l’atmosphère, mais une partie de l’énergie qu’elle a reçue et qu’elle réémet.

Pour céder en moyenne autant de puissance qu’elle en reçoit, la surface doit émettre davantage que sans ce flux descendant. Or la puissance thermique émise augmente avec la température : la température d’équilibre de la surface est donc plus élevée. Voilà le mécanisme radiatif de l’effet de serre naturel, bien plus précis que l’image trompeuse d’un couvercle qui bloquerait toute chaleur.

6. Quel système faut-il isoler pour ne pas mélanger les bilans ?

Un bilan répond toujours à la question « qu’est-ce qui traverse la frontière du système ? ». Si le système est la surface, le solaire absorbé et l’infrarouge atmosphérique descendant sont des entrées ; l’infrarouge émis, la convection et l’évaporation sont des sorties. Une même flèche change donc de statut quand la frontière change.

Si le système devient l’atmosphère, l’infrarouge descendant est une sortie. Si le système réunit surface et atmosphère, cet échange devient interne et ne traverse plus la frontière extérieure : il disparaît du bilan de l’ensemble, sans disparaître physiquement. Cette règle évite le double comptage.

Le bilan radiatif ne retient que les transferts par rayonnement. Le bilan énergétique complet ajoute les transferts non radiatifs, notamment convection et évaporation. Avant tout calcul, note pour chaque flux sa nature, sa direction, le système qui le reçoit et son unité, généralement $\text{W·}{m}^{\mathrm{-2}}$ pour une puissance surfacique moyenne.

Repère visuel du cours Agrandir

7. Pourquoi parle-t-on d’équilibre dynamique ?

L’équilibre est dynamique parce que les transferts ne s’arrêtent jamais. Le système reçoit et cède continuellement de l’énergie ; seule leur différence moyenne peut être nulle. On écrit le bilan net $\text{B =}{P}_{\text{reçue}}\text{−}{P}_{\text{cédée}}$ en utilisant la même frontière, la même durée de moyenne et les mêmes unités.

Si $\text{B = 0}$, le stock moyen d’énergie reste stable dans le modèle, donc sa température moyenne ne présente pas de tendance. Si $\text{B > 0}$, le système accumule de l’énergie ; si , il en perd. Le signe du bilan indique ainsi une évolution du stock, pas la valeur instantanée de la température.

Une accumulation modifie l’état du système, notamment sa température, et donc les puissances qu’il émet. Les flux peuvent alors évoluer jusqu’à un nouvel équilibre. Il ne faut donc pas confondre équilibre moyen avec égalité exacte en tout lieu et à tout instant, ni avec absence de météo, de saisons ou de circulation.

8. Comment prévoir l’effet d’une variation d’albédo ou d’effet de serre ?

Pour prévoir un effet direct, garde d’abord tous les autres paramètres fixes. Si l’albédo augmente, une plus grande part du solaire repart vers l’espace et une plus faible part est absorbée : le premier effet tend vers un refroidissement. Une baisse de l’albédo produit le trajet inverse. La transformation d’une surface claire en surface sombre peut ainsi renforcer localement l’absorption.

Si l’atmosphère absorbe davantage de rayonnement infrarouge dans certaines bandes, une plus faible part du flux terrestre s’échappe directement et le flux réémis vers la surface augmente. Le système accumule alors de l’énergie tant que les sorties vers l’espace n’ont pas rejoint les entrées : le premier effet tend vers un réchauffement.

Ce raisonnement en chaîne doit toujours nommer le paramètre modifié, le flux directement touché, le signe du bilan puis la réponse attendue. Il isole un mécanisme pour le comprendre ; le climat réel combine rétroactions, inertie océanique, circulation et contrastes régionaux, approfondis en Terminale.

Erreurs fréquentes

L'essentiel à mémoriser

• La Terre intercepte le rayonnement solaire avec son disque apparent d’aire πR², tandis que la puissance s’est répartie sur une sphère d’aire 4πd².
• L’albédo est la fraction de la puissance solaire incidente renvoyée vers l’espace ; la fraction absorbée vaut 1 − α.
• Le Soleil émet principalement autour du visible, alors que la Terre émet surtout dans l’infrarouge thermique autour de 10 µm.
• L’opacité atmosphérique varie avec la longueur d’onde ; une fenêtre est une bande relativement transmissive, pas une transparence totale.
• L’effet de serre naturel vient de l’absorption de certaines bandes infrarouges puis de leur réémission vers l’espace et vers la surface.
• Un bilan dépend de la frontière choisie, et les échanges internes disparaissent seulement du bilan de l’ensemble qui les contient.
• À l’équilibre dynamique, des flux opposés continuent mais la puissance moyenne reçue égale la puissance moyenne cédée.
• L’effet direct d’un paramètre se prévoit en suivant le flux modifié jusqu’au signe du bilan, avant d’ajouter les rétroactions.

Vérifier sa compréhension

Réviser au bon moment

Poursuivre le parcours

Sources et traçabilité

Dernière vérification : 2026-09-26

1. Programme d’enseignement scientifique de première générale, Ministère de l’Éducation nationale, consulté le 2026-08-10.
2. Le bilan énergétique terrestre : albédo, effet de serre, Éduscol, consulté le 2026-08-10.
3. Flux énergétiques intervenant dans le bilan énergétique de la Terre, Éduscol, consulté le 2026-08-10.
4. Courbe d’absorption de l’atmosphère terrestre, Éduscol, consulté le 2026-08-10.
5. Earth’s Energy Budget, NASA CERES, consulté le 2026-08-10.