E4 Rayonnement atmosphérique

Topique

Le rayonnement atmosphérique contrôle le bilan énergétique de la Terre et de son atmosphère. Ce bilan commence avec le rayonnement solaire, le rayonnement à ondes courtes provenant du Soleil et dont la longueur d'onde se situe entre deux dixièmes et quatre micromètres. Avant d'atteindre la surface, ce rayonnement solaire rencontre divers obstacles : l'ozone absorbe partiellement la partie ultraviolette du rayonnement solaire, et la vapeur d'eau absorbe partiellement sa partie proche infrarouge. Ce qui n'est pas absorbé peut être diffusé : les molécules d'air diffusent le rayonnement solaire par diffusion Rayleigh, un phénomène fortement dépendant de la longueur d'onde – plus la longueur d'onde est courte, plus la diffusion est intense. C'est pourquoi le ciel apparaît bleu : la lumière bleue, ayant la plus courte longueur d'onde du spectre visible, est la plus fortement diffusée par les molécules d'air. Les aérosols, quant à eux, diffusent le rayonnement solaire par diffusion Mie, un phénomène qui dépend davantage de la taille de chaque particule. Tout le rayonnement solaire qui n'est absorbé par aucun de ces processus et qui est réfléchi vers l'espace constitue l'albédo planétaire.

L'autre moitié du bilan énergétique terrestre est constituée par le rayonnement infrarouge, dont la longueur d'onde est beaucoup plus grande, entre quatre et cent micromètres. La Terre et son atmosphère le réémettent dans l'espace selon la loi de Stefan-Boltzmann : plus un corps est chaud, plus il émet de rayonnement infrarouge, et ce rapport augmente beaucoup plus vite que la température elle-même. Les gaz à effet de serre — vapeur d'eau, dioxyde de carbone, ozone, méthane et protoxyde d'azote — absorbent ce rayonnement et le réémettent dans des bandes infrarouges spécifiques. Plus la concentration de gaz à effet de serre dans l'atmosphère est élevée, plus l'opacité atmosphérique à ce rayonnement est importante. C'est précisément cette opacité accrue qui explique la température de surface supérieure à celle qu'elle aurait sur une planète identique sans atmosphère. Le forçage radiatif de chacun de ces gaz à effet de serre mesure précisément la variation du flux net de rayonnement dans la haute atmosphère lorsque la concentration de ce gaz change : si la concentration d'un gaz à effet de serre augmente, il absorbe et réémet davantage de rayonnement de grandes longueurs d'onde, et cette variation se traduit par un forçage radiatif qui modifie le bilan énergétique de la Terre, point de départ de cette description.

Le rayonnement solaire de courte longueur d'onde et le rayonnement de grande longueur d'onde émis par la Terre obéissent fondamentalement à la même description physique le long de tout rayon traversant l'atmosphère : l'équation de transfert radiatif. Selon cette équation, l'intensité du rayonnement se propageant le long de ce rayon est atténuée par absorption et diffusion, et simultanément augmentée par l'émission atmosphérique et par la diffusion des autres rayons déviés vers elle. L'équilibre entre ces quatre processus, cumulés sur l'ensemble du trajet du rayon, détermine la quantité de rayonnement qui atteint finalement chaque point. La résolution exacte de cette équation de transfert radiatif est trop coûteuse pour être répétée à chaque point d'un modèle atmosphérique ; c'est pourquoi ses solutions numériques approchées constituent, en pratique, le cœur de tous les modèles de rayonnement utilisés par les modèles numériques de prévision météorologique et climatique. Ainsi, du rayonnement solaire incident au rayonnement de grandes longueurs d'onde que la Terre réfléchit vers l'espace, en passant par le forçage radiatif imposé par les gaz à effet de serre à cet échange, le rayonnement atmosphérique demeure le principal moteur du bilan énergétique de la Terre et de son atmosphère.

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