Le rayonnement
En première approximation, le climat de la Terre est déterminé par la quantité d’énergie reçue du soleil, une partie étant directement réfléchie vers l’espace, et par l’énergie réémise vers l’espace. Les régions tropicales reçoivent le soleil quasi verticalement, et sont très chaudes. Dans les régions polaires, les rayons rasants sont peu efficaces et ces régions sont froides. Le rayonnement solaire est plus fortement réfléchi par les surfaces claires comme les sommets de nuages, les glaces ou les déserts de sables clairs. Ils sont au contraire bien absorbés par les surfaces sombres comme les forêts ou l’océan. L’émission de chaleur vers l’espace dépend de la température des surfaces. Les sols des régions chaudes rayonnent fortement vers l’espace, mais il faut aussi penser à l’émission par les nuages, plus chauds que l’air qui les entoure.
Un premier ensemble d’équations décrit ainsi comment l’énergie reçue du Soleil est compensée par une énergie émise par le système terre-océan-atmosphère. La température de surface du Soleil est de 6 000 °C environ et la longueur d’onde du rayonnement solaire s’étend de l’ultraviolet à l’infrarouge proche, c’est-à-dire d’environ 0,3 à 5 micromètres. La valeur de l’insolation au sommet de l’atmosphère (aux alentours de 1 370 W/m²) a été estimée dès le siècle dernier à partir des observatoires en altitude ; elle est désormais mesurée par satellite. Cette énergie solaire n’est pas absorbée dans sa totalité par la Terre : 30 % environ sont réfléchis vers l’espace, 50 % traversent l’atmosphère et chauffent le sol ou les océans, 20 % chauffent directement l’atmosphère. Pour rendre à l’espace l’énergie qu’elle reçoit du Soleil, la Terre émet elle aussi un rayonnement électromagnétique, dans le domaine infrarouge, c’est-à-dire dans une gamme spectrale allant de 5 à 100 micromètres. L’émission provient de la surface de la planète, mais aussi de certains gaz minoritaires de l’atmosphère — dits gaz « à effet de serre », la vapeur d’eau étant le plus important — et des nuages.
L’étude du transfert radiatif dans l’atmosphère constitue un problème physique assez bien compris, même s’il subsiste des incertitudes — par exemple en présence de nuages aux géométries complexes. Sa mise en œuvre dans les modèles pose malgré tout des problèmes importants. Pour limiter le temps d’ordinateur, le calcul des équations de transfert radiatif se fait dans les modèles au moyen de systèmes d’équations simplifiés : les seules directions de transfert radiatif qui sont considérées explicitement sont les verticales ascendantes et descendantes. Les spectres d’absorption du rayonnement sont agrégés sous forme de bandes spectrales assez larges. Les calculs simplifiés réalisés dans les modèles s’appuient cependant sur des calculs détaillés prenant en compte toutes les raies spectrales des différents composants de l’atmosphère. Les équations du transfert radiatif jouent aussi un rôle central dans l’observation satellitaire de la planète, et sont donc également vérifiées dans ce cadre.
Un premier ensemble d’équations décrit ainsi comment l’énergie reçue du Soleil est compensée par une énergie émise par le système terre-océan-atmosphère. La température de surface du Soleil est de 6 000 °C environ et la longueur d’onde du rayonnement solaire s’étend de l’ultraviolet à l’infrarouge proche, c’est-à-dire d’environ 0,3 à 5 micromètres. La valeur de l’insolation au sommet de l’atmosphère (aux alentours de 1 370 W/m²) a été estimée dès le siècle dernier à partir des observatoires en altitude ; elle est désormais mesurée par satellite. Cette énergie solaire n’est pas absorbée dans sa totalité par la Terre : 30 % environ sont réfléchis vers l’espace, 50 % traversent l’atmosphère et chauffent le sol ou les océans, 20 % chauffent directement l’atmosphère. Pour rendre à l’espace l’énergie qu’elle reçoit du Soleil, la Terre émet elle aussi un rayonnement électromagnétique, dans le domaine infrarouge, c’est-à-dire dans une gamme spectrale allant de 5 à 100 micromètres. L’émission provient de la surface de la planète, mais aussi de certains gaz minoritaires de l’atmosphère — dits gaz « à effet de serre », la vapeur d’eau étant le plus important — et des nuages.
L’étude du transfert radiatif dans l’atmosphère constitue un problème physique assez bien compris, même s’il subsiste des incertitudes — par exemple en présence de nuages aux géométries complexes. Sa mise en œuvre dans les modèles pose malgré tout des problèmes importants. Pour limiter le temps d’ordinateur, le calcul des équations de transfert radiatif se fait dans les modèles au moyen de systèmes d’équations simplifiés : les seules directions de transfert radiatif qui sont considérées explicitement sont les verticales ascendantes et descendantes. Les spectres d’absorption du rayonnement sont agrégés sous forme de bandes spectrales assez larges. Les calculs simplifiés réalisés dans les modèles s’appuient cependant sur des calculs détaillés prenant en compte toutes les raies spectrales des différents composants de l’atmosphère. Les équations du transfert radiatif jouent aussi un rôle central dans l’observation satellitaire de la planète, et sont donc également vérifiées dans ce cadre.