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

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

À la distance $d$ de la Terre, la puissance solaire est répartie dans le modèle sur une sphère d’aire $\text{4π}{d}^2$. Vue du Soleil, la Terre intercepte cette puissance par un disque de rayon $R_{\text{T}}$ et d’aire $\text{π}{R}_{\text{T}}^2$, pas par toute sa surface sphérique.

La proportion interceptée vaut donc $\text{f =}\frac{\text{π}{R}_{\text{T}}^2}{\text{4π}{d}^2}\text{=}\frac{R_{\text{T}}^2}{\text{4}{d}^2}$. Avec $R_{\text{T}}\text{= 6,37 ×}{10}^6\text{m}$ et $\text{d = 1,50 ×}{10}^{11}\text{m}$, on trouve environ $\text{4,5 ×}{10}^{\mathrm{-10}}$. La puissance reçue au sommet de l’atmosphère est $P_{\text{interceptée}}\text{= f ×}{P}_{\text{Soleil}}$.

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

L’albédo moyen α est le rapport entre la puissance solaire renvoyée vers l’espace par réflexion ou diffusion et la puissance solaire incidente : $\text{α =}\frac{P_{\text{réfléchie}}}{P_{\text{incidente}}}$. Il est sans unité et peut s’écrire sous forme décimale ou en pourcentage.

La fraction absorbée par le système Terre vaut $\text{1 − α}$. Pour un albédo moyen voisin de $\mathrm{0,30}$, environ 30 % du rayonnement incident repart et 70 % est absorbé par l’atmosphère, les continents et les océans. Un albédo local élevé ne signifie pas que toute la planète possède cette valeur.

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

La surface solaire, autour de plusieurs milliers de kelvins, émet principalement dans des longueurs d’onde bien plus courtes que la surface terrestre, proche de 300 K. Le rayonnement solaire reçu est surtout situé dans le visible et les domaines voisins ; le rayonnement thermique terrestre possède un maximum voisin de $\text{10 μm}$, dans l’infrarouge.

Les mots reçu et émis ne suffisent donc pas : il faut aussi préciser la source, la direction et le domaine spectral. L’atmosphère n’interagit pas de la même manière avec toutes les longueurs d’onde, ce qui relie spectres et transferts d’énergie.

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

Une courbe d’absorption ou d’opacité indique, pour chaque longueur d’onde, la fraction du rayonnement arrêtée par l’atmosphère. Une opacité de 100 % dans une bande signifie que le rayonnement de cette bande ne traverse pas l’ensemble de l’atmosphère ; une fenêtre atmosphérique est une bande relativement transmissive.

La courbe n’est pas uniforme : l’atmosphère laisse passer une part importante du visible mais absorbe de nombreuses bandes infrarouges. Pour commenter correctement, nomme l’intervalle de longueurs d’onde, lis une tendance ou une valeur, puis relie-la au rayonnement solaire ou terrestre concerné.

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

La surface absorbe une partie du rayonnement solaire puis émet un rayonnement infrarouge. Des gaz atmosphériques et les nuages en absorbent une partie. L’atmosphère chauffée émet alors elle aussi de l’infrarouge dans toutes les directions : vers l’espace et vers la surface.

Le flux infrarouge descendant s’ajoute au rayonnement solaire absorbé par la surface. Pour retrouver un équilibre, une surface plus chaude émet davantage. L’effet de serre naturel est donc un échange radiatif mesurable, pas une création d’énergie ni un simple blocage définitif de la chaleur.

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

Un bilan dépend de la frontière choisie : surface seule, atmosphère seule ou ensemble Terre-atmosphère. À la surface, la puissance radiative reçue provient du Soleil et de l’atmosphère ; ces deux contributions sont du même ordre de grandeur. La surface cède de l’énergie par rayonnement, mais aussi par convection et évaporation.

Le bilan radiatif ne compte que les transferts par rayonnement. Le bilan énergétique complet ajoute les transferts non radiatifs. Avant d’additionner des nombres, inscris 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.

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

À l’équilibre dynamique, les transferts continuent : la surface reçoit et émet sans cesse. Ce qui est nul en moyenne est le bilan net, $\text{B =}{P}_{\text{reçue}}\text{−}{P}_{\text{cédée}}$. Si $\text{B = 0}$, l’énergie stockée et la température moyenne restent stables dans le modèle.

Si $\text{B > 0}$, le système accumule de l’énergie ; si , il en perd. Cette situation modifie notamment sa température, donc les puissances émises, jusqu’à un éventuel nouvel équilibre. Équilibre ne signifie ni immobilité des flux ni égalité instantanée en tout lieu.

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

À puissance incidente fixée, une hausse de l’albédo renvoie d’abord davantage de rayonnement solaire et réduit la puissance absorbée : l’effet direct tend vers un refroidissement. Une baisse de l’albédo produit l’effet direct inverse. La fonte d’une surface claire peut ainsi amplifier localement une absorption initiale.

Un renforcement de l’absorption infrarouge atmosphérique réduit d’abord la part du rayonnement thermique qui s’échappe directement et augmente le flux descendant : l’effet direct tend vers un réchauffement. Ces raisonnements qualitatifs isolent un paramètre ; le climat réel comporte des rétroactions et des redistributions étudiées plus en détail en Terminale.

Erreurs fréquentes

L'essentiel à mémoriser

• Géométrie posée.
• Albédo calculé.
• Spectres distingués.
• Opacité lue.
• Effet de serre tracé.
• Système isolé.
• Équilibre compris.
• Effets qualifiés.

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Sources et traçabilité

Dernière vérification : 2026-08-12

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.