Le climat : la Terre et les Hommes 9782759817597

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Collection « Une Introduction à » dirigée par Michèle Leduc et Michel Le Bellac

Le climat : la Terre et les hommes

Jean Poitou, Pascale Braconnot et Valérie Masson-Delmotte

17, avenue du Hoggar Parc d’activités de Courtabœuf, BP 112 91944 Les Ulis Cedex A, France

Dans la même collection Le laser Fabien Bretenaker et Nicolas Treps, préface de C. H. Townes Le monde quantique Michel Le Bellac, préface d’A. Aspect Les planètes Thérèse Encrenaz, préface de J. Lequeux Naissance, évolution et mort des étoiles James Lequeux La fusion thermonucléaire contrôlée Jean-Louis Bobin Le nucléaire expliqué par des physiciens Bernard Bonin, préface d’É. Klein Mathématiques des marchés financiers Mathieu Le Bellac et Arnaud Viricel, préface de J.-Ph. Bouchaud Physique et biologie Jean-François Allemand et Pierre Desbiolles La cryptologie Philippe Guillot L’aventure du grand collisionneur LHC Daniel Denegri, Claude Guyot, Andreas Hoecker et Lydia Roos, préface de C. Rubbia Retrouvez tous nos ouvrages et nos collections sur http://www.edition-sciences.com

© 2014, EDP Sciences, 17, avenue du Hoggar, BP 112, Parc d’activités de Courtabœuf, 91944 Les Ulis Cedex A Tous droits de traduction, d’adaptation et de reproduction par tous procédés réservés pour tous pays. Toute reproduction ou représentation intégrale ou partielle, par quelque procédé que ce soit, des pages publiées dans le présent ouvrage, faite sans l’autorisation de l’éditeur est illicite et constitue une contrefaçon. Seules sont autorisées, d’une part, les reproductions strictement réservées à l’usage privé du copiste et non destinées à une utilisation collective, et d’autre part, les courtes citations justifiées par le caractère scientifique ou d’information de l’œuvre dans laquelle elles sont incorporées (art. L. 122-4, L. 122-5 et L. 335-2 du Code de la propriété intellectuelle). Des photocopies payantes peuvent être réalisées avec l’accord de l’éditeur. S’adresser au : Centre français d’exploitation du droit de copie, 3, rue Hautefeuille, 75006 Paris. Tél. : 01 43 26 95 35. ISBN 978-2-7598-0881-6

Table des matières

Préface

xi

Avant-propos

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Introduction 1

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1

Le système climatique : l’atmosphère et l’océan 1.1 La Terre, planète chauffée par le Soleil . . . . . . . . . 1.2 L’atmosphère . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.2.1 Gradient de température et stabilité verticale de l’atmosphère . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.2.2 La convection . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.2.3 La subsidence . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.2.4 Les vents . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.3 L’océan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.3.1 La circulation océanique de surface . . . . . . . 1.3.2 La circulation océanique profonde : circulation thermohaline . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.4 Échanges atmosphère océan . . . . . . . . . . . . . . . 1.5 Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Les acteurs du climat et leurs interactions 2.1 Le cycle de l’eau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.2 Le cycle du carbone . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.2.1 Les océans et le cycle du carbone . . . . . 2.2.2 La partie continentale du cycle du carbone 2.3 L’effet de serre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.4 Les nuages . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.5 Les aérosols . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.5.1 Effet direct des aérosols . . . . . . . . . . .

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2.5.2 Effet indirect des aérosols . . . . . . . . . . . . . 2.5.3 Effet global . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.6 Rôle de l’océan dans la machine climatique . . . . . . 2.7 Interactions cryosphère-climat . . . . . . . . . . . . . . 2.8 Interactions biosphère continentale - climat . . . . . . 2.9 Interactions du climat avec les continents et la lithosphère . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.10 Les échanges de matière et les temps caractéristiques des processus climatiques . . . . . . . . . . . . . . . . 2.11 Forçages, rétroactions et sensibilité climatique . . . . 2.12 Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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3 Diversité des climats et variabilité à grande échelle 3.1 La diversité des climats . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1.1 Le rôle du soleil . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1.2 La diversité géographique des climats . . . . . . . 3.1.3 La variabilité météorologique . . . . . . . . . . . . 3.2 Les modes de variabilité : oscillations océan-atmosphère 3.2.1 El Niño – La Niña . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.2.2 L’oscillation nord-atlantique (NAO, North Atlantic Oscillation) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.2.3 Autres exemples d’oscillations . . . . . . . . . . . . 3.3 Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4 La modélisation du climat 4.1 Une évolution rapide des modèles de climat . . . . . 4.2 Les fondements des modèles de climat . . . . . . . . . 4.2.1 Grilles et résolution . . . . . . . . . . . . . . . . 4.2.2 Les paramétrisations physiques . . . . . . . . . 4.2.3 Les autres composantes des modèles de climat 4.2.4 Le couplage entre les composantes . . . . . . . 4.3 L’ajustement des modèles . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3.1 Les différents types de simulations . . . . . . . 4.3.2 Les ensembles multi-modèles . . . . . . . . . . 4.3.3 L’évaluation des modèles . . . . . . . . . . . . . 4.4 Les modèles de complexité intermédiaire . . . . . . . 4.5 Les modèles régionaux . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.6 Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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Table des matières

5

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Le réchauffement 5.1 Les températures mesurées depuis 1880 . . . . . . . . 5.2 Des témoins du réchauffement dans l’environnement 5.2.1 Les températures extrêmes . . . . . . . . . . . . 5.2.2 Fonte de la banquise et des glaciers . . . . . . . 5.2.3 Phénologie des êtres vivants . . . . . . . . . . . 5.3 Qu’est-ce qui peut faire changer le climat ? . . . . . . 5.3.1 Les changements globaux . . . . . . . . . . . . . 5.3.2 Les changements régionaux . . . . . . . . . . . 5.3.3 Le court terme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.4 Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels 6.1 Le dioxyde de carbone CO2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6.1.1 L’accumulation du CO2 dans l’atmosphère . . . . . . 6.1.2 L’origine anthropique du CO2 ajouté à l’atmosphère 6.1.3 Les puits naturels de CO2 . . . . . . . . . . . . . . . . 6.2 Autres gaz à effet de serre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6.2.1 La vapeur d’eau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6.2.2 Le méthane CH4 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6.2.3 L’oxyde nitreux ou protoxyde d’azote N2 O . . . . . . 6.2.4 Les gaz industriels : CFC, HCFC, SF6. . . . . . . . . . 6.2.5 La contribution indirecte de gaz réactifs . . . . . . . 6.3 La part des divers gaz à l’effet de serre additionnel . . . . . 6.4 Le changement d’usage des sols . . . . . . . . . . . . . . . . 6.5 Les autres causes possibles de perturbation du climat . . . 6.5.1 Les aérosols . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6.5.2 Trainées des avions à réaction . . . . . . . . . . . . . 6.5.3 Les volcans . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6.5.4 La contribution du soleil . . . . . . . . . . . . . . . . 6.6 Effet combiné des différentes perturbations . . . . . . . . . 6.7 Détection et attribution des perturbations anthropiques sur le climat récent . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6.7.1 Simulations avec des ensembles de modèles . . . . . 6.7.2 Détection/attribution des différents facteurs en jeu . 6.8 Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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Variations passées du climat 147 7.1 Forçages et rétroactions . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 148 7.1.1 Les forçages . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 148

LE CLIMAT

vii

7.2

7.3

7.4

7.5

7.6 7.7

7.1.2 Les rétroactions . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Archives et proxies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7.2.1 Sur les continents . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7.2.2 Dans les océans . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7.2.3 Datation des archives climatiques . . . . . . . . . . 7.2.4 Incertitudes sur les reconstructions . . . . . . . . . Les derniers 60 millions d’années : de la Terre « serre » à la Terre « glaciaire » . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7.3.1 Les glaciations du Quaternaire . . . . . . . . . . . . 7.3.2 Entrée en glaciation . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7.3.3 Sortie de glaciation . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7.3.4 La période interglaciaire actuelle : l’Holocène . . . Instabilités abruptes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7.4.1 Les événements de Dansgaard-Oeschger . . . . . . 7.4.2 Autres instabilités . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Le dernier millénaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7.5.1 Les facteurs de l’évolution du climat . . . . . . . . 7.5.2 Reconstruction de l’histoire du climat du dernier millénaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7.5.3 Que nous apprend le climat du dernier millénaire ? Changements climatiques en cours et futurs dans la perspective de l’évolution passée du climat . . . . . . . Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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8 Quel climat demain ? 8.1 Tester un ensemble de possibles : les trajectoires radiatives représentatives . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8.2 Les projections climatiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8.2.1 L’évolution de la température . . . . . . . . . . . . . 8.2.2 La répartition géographique du réchauffement . . . 8.3 Couplage entre le climat et le cycle du carbone . . . . . . . 8.4 Incertitudes sur l’amplitude du réchauffement simulé . . . 8.4.1 Réponse directe au CO2 . . . . . . . . . . . . . . . . . 8.4.2 Les nuages . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8.4.3 Autres sources d’incertitudes dans les modèles . . . 8.5 Incertitudes et horizon temporel . . . . . . . . . . . . . . . 8.5.1 Incertitudes liées à la variabilité interne du climat . . 8.5.2 Autres sources naturelles d’incertitudes . . . . . . . 8.6 Cycle hydrologique et extrêmes de précipitation . . . . . .

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Table des matières

8.7 8.8

8.9 9

La fonte de la calotte glaciaire et la circulation thermohaline de l’océan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Traduction environnementale, études de vulnérabilité et d’impacts . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8.8.1 Les événements extrêmes . . . . . . . . . . . . . . . . . 8.8.2 À l’échelle régionale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Conclusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Conclusion

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Index

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Des livres récents sur le climat

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Des sites internet qui parlent du climat

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LE CLIMAT

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Préface « Paris Climat 2015 ». Initialement connu du seul cercle des initiés, ce nom prend progressivement une signification pour un public élargi, et ce d’autant plus que la conférence organisée aux Nations-Unies à New-York en septembre 2014 a mis en exergue l’importance de ce rendez-vous pour notre climat. Des personnes de plus en plus nombreuses sont sensibilisées à ce qui en sera l’objectif clé : mettre en oeuvre des mesures qui permettent qu’à long terme le réchauffement moyen lié aux activités humaines n’excède pas 2 ◦ C par rapport aux conditions qui prévalaient avant le début de l’ère industrielle. Ces personnes ont compris que si nous n’adoptons pas un mode de développement moins émetteur qu’aujourd’hui en gaz à effet de serre, ce réchauffement pourrait atteindre le double d’ici la fin du siècle et avoir alors des conséquences auxquelles il serait extrêmement difficile et très dispendieux de s’adapter. Mais beaucoup se posent aussi des questions face à cet immense défi. Que peut-on vraiment connaître des conditions climatiques qui régneront dans une centaine d’années et au-delà ? Les conséquences du réchauffement sont-elles aussi négatives qu’annoncé ? Ne serait-il pas plus simple de s’y adapter plutôt que de modifier notre mode de vie ? Quelles solutions mettre en œuvre et à quel coût ? À l’évidence, si une réponse négative – ou simplement trop incertaine – était apportée à la première de ces questions, les autres perdraient de leur pertinence. Le diagnostic des scientifiques du climat est la clé de voûte du débat sur le réchauffement climatique, ses conséquences et les solutions à mettre en œuvre pour y faire face. C’est à cette tâche que s’est attelé le GIEC – le Groupe d’experts Intergouvernemental sur l’Évolution du Climat – qui depuis 25 ans a publié 5 rapports complets en 3 volumes chacun : le premier de ces volumes est consacré aux « Eléments scientifiques du changement climatique », le deuxième a pour objet « les impacts, la vulnérabilité et l’adaptation », et le troisième « l’atténuation » ; l’ensemble de ces trois documents est complété par un rapport de synthèse. Ces rapports du GIEC, auxquels ont contribué des milliers de scientifiques, jouent un rôle essentiel dans les négociations climat grâce, notamment,

aux « résumés pour décideurs » qui une fois adoptés par les gouvernements constituent le socle de ces négociations. Ce sera à n’en pas douter de nouveau le cas pour « Paris Climat 2015 », conférence qui fera largement référence aux conclusions du 5e rapport du GIEC publié en 2013 et 2014. Les rapports du GIEC se doivent d’être très complets sur l’ensemble des aspects abordés, les différents chapitres faisant un état des lieux des recherches les plus récentes dans leurs domaines respectifs. Le revers de la médaille est qu’ils sont très volumineux – près de 1500 pages pour le dernier rapport sur les aspects scientifiques – et difficilement abordables pour les non spécialistes. Par ailleurs, seuls les résumés techniques et les résumés pour décideurs sont accessibles en français. Il est donc indispensable, pour qui souhaite s’intéresser à l’avenir de notre climat à travers les rapports du GIEC ou d’autres lectures, de disposer d’un manuel d’introduction à la complexité de la machine climatique. C’est à cet objectif que répond l’ouvrage de Jean Poitou, Pascale Braconnot et Valérie MassonDelmotte. Rédigé par trois chercheurs du Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement aux compétences complémentaires, il s’appuie en partie sur les rapports du GIEC auxquels deux d’entre eux ont contribué. Très didactique, d’écriture extrêmement abordable et ne requérant pas de connaissances préalables, il est remarquablement organisé. Nul doute que « Le climat – la terre et les hommes » atteigne l’objectif qu’il s’est fixé à savoir « apporter les informations dont ils peuvent avoir besoin à ceux dont c’est le métier de transmettre la connaissance aux jeunes générations ». Au-delà, je suis convaincu qu’il sera extrêmement utile à tous ceux qui s’intéressent à l’avenir de notre climat, dont la maîtrise sera au centre de la conférence Paris Climat 2015.

Jean JOUZEL Directeur de recherche au CEA Membre du bureau du GIEC

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Préface

Avant-propos Le climat de la Terre a connu un réchauffement notable dans les dernières décennies. Les principales conclusions du dernier rapport du Groupe international d’experts sur le changement climatique (GIEC) confirment le caractère inédit et l’origine anthropique des modifications en cours. L’ampleur et la cause de ce réchauffement, ses impacts à venir, sont cependant l’objet d’interrogations, de doutes, de remises en cause. Avec un langage clair, explicité de nombreuses illustrations, sans aucune formule mathématique, mais sans rien concéder à la rigueur scientifique, ce livre introduit le lecteur au fonctionnement présent et passé du climat et explore les voies vers son évolution. Conçu pour apporter les informations dont ils peuvent avoir besoin à ceux dont c’est le métier de transmettre la connaissance aux jeunes générations, ce livre est aussi fait pour tous ceux qui souhaitent comprendre le fonctionnement du climat : lycéens, étudiants ou plus généralement tous ceux qui se sentent concernés par le monde qu’ils lègueront à leurs enfants. Le livre décrit d’abord les acteurs du climat, leurs nombreuses interactions et le rôle de l’environnement, dépendant du climat et agissant sur ce même climat. Il explique la modélisation du climat, un outil indispensable pour décrypter les observations et explorer les risques futurs. Nous sommes les témoins d’un climat qui est en train de changer et, nous verrons dans quelle mesure, nous en sommes les acteurs. L’étude des climats du passé permet d’appréhender la réponse du climat à différentes perturbations naturelles, et sa variabilité intrinsèque. Les modèles qui nous ont aidés à comprendre le fonctionnement du climat nous permettent finalement d’anticiper les avenirs possibles.

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Introduction Au cours du dernier siècle, et particulièrement depuis 1970, la Terre a vu la température moyenne de sa surface augmenter à un rythme soutenu. Ce phénomène est clairement mis en évidence par l’ensemble des mesures effectuées par les stations météorologiques et océanographiques réparties à la surface du globe et par les systèmes d’observation embarqués à bord des satellites météorologiques. Cette évolution est l’une des manifestations d’un bouleversement en cours, beaucoup plus vaste, qui est une modification du climat de la Terre. Que désigne-t-on sous ce vocable de climat ? En grec, klima signifiait inclinaison. Les grecs ont utilisé ce mot, klima, pour qualifier une bande de latitude : à une date donnée, tous ses points voient le soleil avec la même inclinaison. On retrouve le mot climat avec cette même acception en France au Moyen Âge. Vers la fin du XIVe siècle, le sens du mot évolue pour désigner une région géographique plus restreinte, caractérisée par sa végétation. Ce n’est que plus récemment que le mot climat a pris son sens actuel lié à la météorologie : le climat d’une région se définit par l’ensemble des conditions météorologiques que l’on y rencontre à chacune des saisons. Il est d’usage fréquent de caractériser un climat par ses conditions météorologiques moyennes, mais le climat comprend en fait l’ensemble de toutes les conditions observées, y compris les extrêmes, chacune avec sa propre fréquence de récurrence (exemple : crue centennale). Une condition météorologique donnée est au climat ce qu’un événement est à l’histoire. Il est donc évident que la connaissance d’un climat nécessite des observations sur plusieurs décennies, au moins trois. Ce climat, cette distribution de ces événements météorologiques, dépend de la région et de la saison ; c’est le climat qui conditionne l’environnement et en particulier la faune et la flore qui prospèrent dans la région considérée. Par opposition, la météorologie conditionne ce que vous allez faire à un moment donné. Ainsi défini, le climat a été, jusqu’au milieu du XXe siècle, du ressort des seuls géographes qui ont pu classer les régions en fonction de leur climat, caractérisé entre autres par la végétation locale.

Le climat, nous venons de le voir, s’applique à une région. Qu’est-ce alors que le climat de la Terre ? En fait, il s’agit d’un raccourci de langage. Il est plus juste de parler de machine climatique de la Terre ou de système climatique global. Toute modification du climat de la Terre affecte l’ensemble du fonctionnement de la machine climatique. Cette modification se manifestera d’une façon ou d’une autre, différemment, dans tous les climats de la Terre. Machine thermique alimentée par la seule énergie reçue du Soleil, la machine climatique redistribue cette énergie à la surface du globe. De même que le climat conditionne l’environnement, l’environnement réagit sur le climat dont il peut fortement affecter les caractéristiques. Toutes les composantes des couches externes de la Terre – atmosphère, hydrosphère, cryosphère, lithosphère, biosphère – participent au fonctionnement de la machine climatique et interagissent avec elle et entre elles. Par son action sur l’environnement qu’il modifie à sa guise, l’homme interagit avec le climat et peut le modifier. Pour attester de l’action de l’homme sur le climat, le chimiste prix Nobel Paul Crutzen a baptisé « Anthropocène » la période présente de l’histoire de la Terre. Comment connaît-on le climat, comment élucide-t-on ses ressorts, comment comprend-on ses mécanismes ? Un travail de recherche hautement pluridisciplinaire, compte tenu de tous les acteurs en jeu dans la machine climatique, est nécessaire. Ce travail nécessite l’observation minutieuse du climat actuel, mais aussi la reconstitution des climats du passé, depuis les siècles qui nous précèdent jusqu’au début de l’histoire de la Terre, une tâche d’autant plus ardue qu’on s’éloigne davantage du temps présent et que les vestiges des climats sont de plus en plus ténus. Observation, mais aussi, nécessairement modélisation pour tester la pertinence, le rôle, l’importance relative, de chaque composante du système climatique dans la survenue du phénomène directement observé ou reconstruit à partir de différentes archives climatiques. Les modèles sont indispensables pour comprendre, pour distinguer ce qui est essentiel de ce qui ne l’est pas, pour quantifier la part de chaque acteur. Et dès lors qu’il y a des modèles dûment validés, il est possible d’utiliser leurs simulations pour appréhender ce que pourra être le futur. Le futur du climat, ses impacts sur nos sociétés, sont maintenant un sujet de préoccupation majeure non seulement des scientifiques, mais aussi des médias et de la société civile à l’échelle mondiale. Le climat, nous l’avons dit, est en train de se réchauffer à l’échelle globale, 0,85 ◦ C en moyenne globale depuis 1900, le triple dans l’Arctique. Dès la fin du XIXe siècle, mais plus spécialement depuis la fin des années 1950, des scientifiques prédisent une augmentation de la température de surface du globe à cause des quantités considérables de dioxyde de carbone que l’homme injecte dans l’atmosphère, où plus de la moitié de ce qui est émis va s’accumuler pendant un à plusieurs siècles. En 1957, l’océanographe

2

Introduction

américain Roger Revelle disait à ce sujet : « l’homme est en train de faire une expérience de géophysique à grande échelle comme il n’y a jamais pu en avoir dans le passé et qu’on ne pourra jamais reproduire dans l’avenir ». En 1988, l’ONU dans le cadre de son programme sur l’environnement (UNEP, United Nations Environment Program) et l’organisation météorologique mondiale ont créé le Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat (GIEC) : des chercheurs de tous les pays unissent leurs efforts pour établir l’état de la science du climat soumis à l’action de l’homme, par la synthèse – la cinquième a été publiée fin 2013 – des publications scientifiques s’y rapportant. Le travail de recherche dont le GIEC fait la synthèse mobilise des équipes très nombreuses dans la totalité du monde. En France, ce sont près d’un millier de personnes qui y consacrent leurs efforts. Ce livre a pour ambition de vous faire connaître les rouages de la machine climatique, de vous faire découvrir comment les chercheurs les déchiffrent et quelles projections il est possible de faire pour l’avenir à partir de l’état actuel des connaissances.

LE CLIMAT

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1 Le système climatique : l’atmosphère et l’océan Le climat régnant sur Terre, très divers selon les régions, est fabriqué par une machine thermique à deux fluides, l’air et l’eau, qui reçoit son énergie du Soleil et évacue son excès d’énergie vers l’espace. Dans ce premier chapitre, nous allons présenter les protagonistes et leurs rôles respectifs dans cette machine thermique.

1.1

La Terre, planète chauffée par le Soleil

Pour décrire la machine climatique, commençons par en présenter le décor et les différents intervenants (figure 1.1). La Terre est une planète du système solaire. Le Soleil lui fournit de l’énergie sous forme de rayonnement électromagnétique. Sphère rigide, légèrement aplatie, la Terre tourne sur elle-même et décrit une ellipse autour du Soleil. L’axe de rotation de la Terre est incliné, actuellement de 22,4◦ , par rapport à la normale au plan de l’ellipse (plan de l’écliptique). C’est cette inclinaison qui est responsable de l’alternance des saisons. La Terre est baignée dans une enveloppe gazeuse, l’atmosphère. Elle est recouverte sur 71 % de sa surface par des océans, d’une profondeur moyenne de 3 800 m. Les continents qui émergent de la mer sont répartis très inégalement à la surface du globe ; la majorité d’entre eux se trouvent dans l’hémisphère nord ; leur surface est rugueuse. Dans les hautes latitudes et altitudes, la surface (sol ou mer) est éventuellement couverte de neige ou de glace. De la végétation recouvre une large fraction des continents.

F IGURE 1.1. La Terre recouverte à 70 % d’eau, baignant dans l’atmosphère. La mappemonde en haut à droite met clairement en évidence la disparité entre les deux hémisphères concernant la répartition des continents, qui va jouer un rôle important dans la répartition des grands types de climats et les évolutions du climat global.

La quasi-totalité de l’énergie de la machine climatique provient du soleil. Celui-ci émet de l’énergie sous forme de rayonnement électromagnétique, dans l’ultraviolet, le visible et le proche infrarouge. Il en arrive à la Terre un flux de 1 360 W/m2 hors de l’atmosphère pour une surface perpendiculaire aux rayons du soleil. Compte tenu de la sphéricité de la Terre, le flux reçu par une surface au sol est maximum dans les régions où les rayons du soleil arrivent perpendiculairement à la surface à midi, dans la zone intertropicale, et minimum aux hautes latitudes. Cette disparité géographique d’énergie reçue va être en partie compensée par le fonctionnement de la machine climatique. Le contraste thermique va engendrer des différences de densité dans les fluides, atmosphère et océans, qui entourent la Terre. D’où des forces s’exerçant au sein de ces fluides, forces qui vont entraîner des mouvements. La Terre étant en rotation sur elle-même, ces mouvements des fluides seront soumis aux forces de Coriolis. Ils seront affectés par le relief de la surface et contraints par les positions des continents. La Terre reçoit l’énergie du Soleil sous forme de rayonnement électromagnétique. Elle en renvoie directement vers l’espace une partie variable suivant la réflectivité de la surface (albédo). Cet albédo est élevé sur les nuages, très variable à la surface du globe, selon la nature de cette surface : faible sur les océans ou sur les forêts, particulièrement élevé sur les surfaces enneigées ou englacées. La fraction de l’énergie incidente qui n’est pas rediffusée est absorbée et

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Chapitre 1. Le système climatique : l’atmosphère et l’océan

F IGURE 1.2. Bilan radiatif de la Terre (flux d’énergie incidente – flux d’énergie sortante) en fonction de la latitude en moyenne annuelle. Dans les basses latitudes, la Terre reçoit plus d’énergie qu’elle n’en émet. Dans les hautes latitudes, la Terre émet beaucoup plus d’énergie qu’elle n’en reçoit. Cela signe un transfert d’énergie des basses latitudes vers les hautes latitudes, car à l’équilibre il n’y a pas d’accumulation d’énergie dans le système. Ainsi le transport de chaleur a pour effet d’équilibrer le bilan d’énergie local.

transformée en chaleur. La Terre se refroidit par émission de rayonnement électromagnétique, essentiellement infrarouge compte tenu de la température de la Terre, la seule forme d’énergie susceptible de s’échapper vers l’espace. La température moyenne de la Terre sera stable si le bilan, énergie reçue moins énergie sortante, moyenné sur une longue période (30 à 100 ans), est nul en moyenne. Le climat s’établit naturellement pour assurer cet équilibre entre énergie incidente et énergie sortante. Nous avons vu que la quantité d’énergie reçue varie beaucoup avec la latitude. Qu’en est-il de l’énergie sortante ? Les mesures des composantes du bilan radiatif (rayonnement solaire incident ; rayonnement solaire diffusé et rayonnement tellurique, sortant hors de l’atmosphère) sont effectuées par satellite, depuis les mesures des campagnes ERBE (Earth Radiation Budget Experiment : mesure du rayonnement réfléchi et émis par la Terre). Comme le montre la figure 1.2, la quantité d’énergie qui repart vers l’espace n’est égale à celle qui arrive du soleil que très localement. Aux basses latitudes, ce qui repart est très inférieur à ce qui arrive. Nous avons la situation opposée aux hautes latitudes où ce qui part vers l’espace est très supérieur à la quantité

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de chaleur incidente. Il y a donc transport d’une partie de la chaleur de l’équateur vers les pôles. Cette chaleur est transportée par les deux fluides des enveloppes externes de la Terre, l’atmosphère et l’océan, les contributions de chacun des deux fluides variant notablement avec la latitude (figure 1.3).

F IGURE 1.3. Transports d’énergie par l’océan et l’atmosphère en pétawatts (1 pétawatt = 1015 watts = un million de milliards de watts). L’océan et l’atmosphère se partagent ce transport d’énergie.

Nous allons donc étudier successivement le fonctionnement de chacun de ces deux fluides dans la machine climatique.

1.2

L’atmosphère

L’atmosphère est l’enveloppe gazeuse de la Terre. Si elle s’étend sur plusieurs centaines de kilomètres d’altitude, l’essentiel de la masse est concentrée dans les premiers 10 km. Au repos, l’atmosphère obéit aux lois de l’hydrostatique : les forces de pesanteur sont équilibrées par les forces de pression. En d’autres termes, la pression à une altitude h est le poids de la colonne d’air de section droite unité, située au-dessus de cette altitude. La pression normale au niveau de la mer étant 1 013 hPa, on en déduit aisément que la colonne d’air de 1 m2 de section a une masse de 1 033 kg. La pression atmosphérique décroît de façon exponentielle avec l’altitude (voir la figure 1.4). L’atmosphère est globalement peu absorbante pour le rayonnement incident en provenance du Soleil. L’essentiel de la chaleur de la basse atmosphère – les 10 à 15 premiers kmilomètres au-dessus de la surface – provient de la surface, chauffée par le rayonnement solaire qu’elle absorbe et, comme on le verra au

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Chapitre 1. Le système climatique : l’atmosphère et l’océan

F IGURE 1.4. Variation de la température de l’atmosphère avec l’altitude. La pression correspondante est indiquée sur l’axe vertical de droite.

chapitre 2, par l’effet de serre atmosphérique. La surface communique de la chaleur à l’atmosphère de trois façons différentes : – par conduction, sous forme de chaleur sensible ; – sous forme de chaleur latente : la chaleur de vaporisation de l’eau est de 2 257 kJ · kg−1 . Quand il y a évaporation d’eau, que ce soit à partir d’eau libre, à partir de la végétation ou à partir d’un sol humide, le processus d’évaporation absorbe une telle énergie, emportée sous forme latente par la vapeur d’eau. Ce processus permet de restituer une même quantité de chaleur à plus faible température que la chaleur sensible. La chaleur latente est transportée verticalement et horizontalement. Là où la vapeur va se condenser, elle restituera à l’atmosphère ambiante sa chaleur de vaporisation (figure 1.5). – sous forme de rayonnement infrarouge, dont la plus grande partie sera absorbée dans la basse atmosphère (voir chapitre 2.2). Le flux de rayonnement infrarouge ne dépend que de la température exprimée en kelvin, ce qui explique qu’il est relativement homogène comparé aux autres flux. La chaleur est transportée verticalement dans la basse atmosphère par convection. Ce transport dans un milieu compressible est naturellement limité en extension verticale (voir section 1.2.1). La basse atmosphère ou troposphère va donc avoir une température décroissante avec l’altitude, et ce jusqu’à une altitude que l’on appelle la tropopause, vers 10 000 km, variable avec la latitude et la saison. Au-dessus de la tropopause, la température croît avec l’altitude dans

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F IGURE 1.5. L’évaporation de l’eau absorbe de la chaleur, qui est stockée dans la vapeur sous forme de chaleur latente. Lorsque la vapeur se recondense, cette chaleur est restituée à l’air ambiant.

une couche très stratifiée, la stratosphère. Cette croissance avec l’altitude est la conséquence de l’absorption de rayonnement ultraviolet par l’ozone stratosphérique. Dans les couches supérieures de l’atmosphère, la température décroît à nouveau avec l’altitude dans la mésosphère, la couche la plus froide de l’atmosphère, avant de se réchauffer dans la couche la plus externe de l’atmosphère, la thermosphère, qui s’étend jusqu’à plus de 1 000 km (figure 1.4). Les phénomènes météorologiques responsables du climat se produisent en majeure partie dans la troposphère, une zone où l’air est instable car chauffée par le bas. Comme nous le verrons plus loin, la stratosphère est aussi le théâtre de certains phénomènes d’importance pour le climat.

1.2.1

Gradient de température et stabilité verticale de l’atmosphère

Considérons une bulle d’air moins dense que l’air ambiant. Cette bulle va être poussée vers le haut par la poussée d’Archimède. Mais ce faisant, sa pression va diminuer et par détente adiabatique, sa température va baisser. Elle va donc devenir plus dense. Quand sa densité aura atteint celle de l’air au niveau où elle se trouve, la poussée d’Archimède sera nulle et la bulle cessera de monter.

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Chapitre 1. Le système climatique : l’atmosphère et l’océan

De façon analogue, une bulle d’air plus froide que l’air ambiant descendra, se réchauffera par compression adiabatique, ce qui fera baisser sa densité. Quand elle sera à la même densité (et à la même température) que l’air dans lequel elle baigne, elle cessera de descendre. Quand l’air est sec, un gradient thermique de 10 ◦ C par km correspond à une atmosphère stable : tout mouvement vertical d’une bulle de cet air est immédiatement freiné. Quand l’air est humide, le phénomène est plus complexe. Il peut y avoir condensation de vapeur. Ceci a deux effets : d’une part, la densité du gaz s’en trouve modifiée ; d’autre part, la condensation libère de la chaleur présente sous forme latente, ce qui réchauffe le gaz. Le gradient thermique vertical s’en trouve réduit : il n’est plus que de 6,5 ◦ C par km pour un air saturé en humidité. La figure 1.6 illustre l’ascendance d’une bulle d’air chauffée au niveau du sol. Le vide créé par cette ascension d’air chaud va être compensé par un apport d’air environnant, horizontal et vertical.

F IGURE 1.6. Mouvement ascendant d’une bulle d’air chauffée par le sol, qui devient instable et s’élève.

Ce gradient thermique vertical qui est gouverné par les compressions et détentes adiabatiques des parcelles d’air est donc appelé gradient adiabatique. 1.2.2

La convection

Le mouvement vertical va entraîner une boucle, air montant-air descendant (figure 1.7), de convection, phénomène qui va transporter la chaleur vers le haut, mais aussi qui va effectuer un brassage important de l’atmosphère dans la troposphère.

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F IGURE 1.7. Au-dessus du sol chauffé par le soleil règne une convection intense, génératrice de turbulences. L’air chaud humide se refroidit par détente adiabatique lors de sa montée. Ceci peut amener la vapeur d’eau à se condenser pour former des nuages.

Deux phénomènes permettent l’entretien de la convection : – d’une part, l’air est chauffé de façon continue par transfert de chaleur sensible du sol, lui-même chauffé par absorption du rayonnement solaire ; – d’autre part, la condensation de la vapeur d’eau en altitude dans l’atmosphère libère de la chaleur stockée sous forme latente. L’air ainsi réchauffé va monter encore plus haut, provoquant ainsi ce que l’on appelle une convection profonde. Ce phénomène est responsable des forts courants ascendants au niveau des cumulonimbus des orages. Il est aussi responsable de la forte ascension de l’air au niveau de la zone de convergence intertropicale (ZITC) qui alimente le fonctionnement des alizés (voir ci-après « La cellule de Hadley »). La couche d’air au voisinage du sol est affectée par les effets de la surface : température et rugosité qui y créent souvent des phénomènes de turbulence assurant un brassage rapide de cette partie de l’atmosphère, avec des constantes de temps de l’ordre de la journée. Cette couche, appelée couche limite, a une épaisseur très variable selon la nature du sol et la température : de quelques centaines à quelques milliers de mètres. Les avions sont soumis à des secousses dues aux turbulences quand, dans leur descente vers l’aéroport, ils pénètrent dans la partie haute de la couche limite appelée couche de mélange, qui constitue l’essentiel de la couche limite. La partie la plus basse de la couche limite, environ un dixième du total, est la couche de surface. Au-dessus de la couche de mélange, l’atmosphère libre est généralement calme ; les brassages y sont beaucoup plus réduits.

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Chapitre 1. Le système climatique : l’atmosphère et l’océan

1.2.3

La subsidence

Phénomène symétrique de la convection, la subsidence est la descente d’air froid vers la surface. Cet air froid voyant la pression environnante croître au fur et à mesure de sa descente, se réchauffe de façon adiabatique, ce qui provoque l’évaporation des nuages traversés par cet air. L’apport d’air par subsidence est la cause de hautes pressions barométriques et la source de nombreux vents. 1.2.4

Les vents

Nous venons de voir que l’ascension d’air chauffé par la surface du sol ou par la condensation de la vapeur d’eau est à l’origine d’une basse pression locale et que, symétriquement, la descente d’air plus froid est à l’origine de hautes pressions. Ces dépressions, ou cyclones, et hautes pressions, les anticyclones, sont à l’origine des vents. L’air est soumis à une force allant des hautes pressions aux basses pressions et va donc être mu par cette force. Mais la rotation de la Terre va fortement contraindre le mouvement de l’air. La Terre est une sphère en rotation. De ce fait, tout mouvement par rapport au sol est soumis à la « force de Coriolis ». Nulle à l’équateur, cette force varie comme le cosinus de la latitude et est maximale aux pôles. Elle a pour effet de dévier tout mouvement vers la droite dans l’hémisphère nord, et vers la gauche dans l’hémisphère sud. L’air soumis à la fois aux forces de pression et à la force de Coriolis va de ce fait tourner autour des dépressions, dans le sens inverse des aiguilles d’une montre dans l’hémisphère nord, et dans le sens des aiguilles d’une montre dans l’hémisphère sud. Pour un horizontal déplacement de l’air, la force due à la pression est entièrement compensée par la force de Coriolis quand ce déplacement suit les lignes isobares autour des dépressions. C’est ce qu’on appelle la circulation géostrophique (figure 1.8).

dans I’hémisphère nord Dépression Hautes pressions Coriolis

F IGURE 1.8. La force de pression va des hautes pressions vers les basses pressions. La force de Coriolis s’exerce perpendiculairement au mouvement. La trajectoire s’incurve de façon à ce que la résultante des 2 forces s’annule : les lignes de courant suivent les isobares, en tournant autour des dépressions dans le sens des aiguilles d’une montre dans l’hémisphère sud, et dans le sens inverse dans l’hémisphère nord.

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Le système des vents s’organise dans chaque hémisphère en trois grandes bandes de latitudes. De l’équateur vers les pôles, ce sont : la cellule de Hadley, le domaine des alizés entre équateur et tropique ; la cellule de Ferrel qui englobe toutes les moyennes latitudes, et la cellule polaire dans les hautes latitudes (figure 1.9).

F IGURE 1.9. Les grands systèmes de vents, organisés par bandes de latitudes.

La cellule de Hadley

Au niveau de l’équateur, l’air chaud et chargé d’humidité monte en un grand mouvement convectif entretenu par la condensation de la vapeur d’eau qui, réchauffant l’atmosphère, renforce le mouvement ascendant en même temps que se produisent des pluies intenses. L’air s’assèche en montant jusqu’à la tropopause vers 12 000 m. Cet air va diverger de chaque côté de l’équateur pour se diriger vers les pôles. Si la Terre n’était pas en rotation sur elle-même, ce déplacement de l’air se poursuivrait jusqu’au pôle. Mais, la Terre étant en rotation, la conservation du moment cinétique fera s’arrêter ce déplacement vers 30◦ de latitude. L’air très sec va redescendre vers la surface, générant des hautes pressions et provoquant la présence des grands déserts qui se trouvent tous dans ces latitudes. L’ascendance de l’air au niveau de l’équateur provoque une dépression au niveau de la surface. L’air en surface va donc être aspiré des zones de haute pression à 30◦ de latitude vers les basses pressions de l’équateur. Du fait de la

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Chapitre 1. Le système climatique : l’atmosphère et l’océan

force de Coriolis, cet air va être dévié vers l’ouest, donnant les alizés. Les alizés se chargent d’humidité en passant au-dessus de l’océan. Cette humidité et la chaleur intense venant du soleil à l’équateur vont boucler la boucle en causant l’ascendance convective décrite ci-dessus. Les masses d’air convergent donc vers l’équateur ou plus exactement vers la zone où le soleil est au zénith à midi, et qui se déplace d’un tropique à l’autre au cours des saisons. De fait, cette zone est appelée zone de convergence intertropicale (ZITC, ITCZ en anglais). Nous allons voir ci-après que la localisation de la ZITC est sujette à des déplacements avec les moussons. Les autres cellules

Aux hautes latitudes, la cellule polaire fonctionne de façon similaire à la cellule de Hadley : l’air encore suffisamment chaud à 60◦ de latitude a un mouvement ascendant convectif jusqu’à la tropopause, qui se trouve à environ 8 000 m à cette latitude. En se dirigeant vers le pôle, il se refroidit pour redescendre au pôle et repartir à la surface vers de moins hautes latitudes. Entre la cellule polaire et la cellule de Hadley, la cellule de Ferrel est bordée vers les basses latitudes par des hautes pressions avec de l’air très chaud et sec, et vers les hautes latitudes par des basses pressions avec de l’air froid et humide ; par exemple, l’anticyclone des Açores et la dépression d’Islande sur l’Atlantique nord. Dans cette situation, on aura un vent du sud dévié vers l’est, donc un vent de sud-ouest ou d’ouest qui est le vent dominant aux moyennes latitudes. Cette belle représentation schématique est en fait perturbée du fait de l’inhomogénéité de la surface terrestre : relief, alternances océan-continents entraînent des variations de température et donc de pression. D’où des instabilités dans cette circulation créant des ondes planétaires stationnaires, sinueuses, les ondes de Rossby, qui vont s’amplifier en vastes tourbillons. C’est ce qui crée les alternances de périodes de beau temps anticyclonique et de perturbations cycloniques. Ce processus redistribue la chaleur aux moyennes latitudes par l’apport d’air chaud et humide des basses latitudes ou l’apport d’air froid et sec des hautes latitudes (figure 1.10). Le continent Antarctique, centré sur le pôle Sud, est entièrement entouré par l’océan Austral. Cette absence de discontinuité de la surface fait que la circulation atmosphérique ne présente pas de fortes modulations en ondes de Rossby. Les basses températures et le relief font du continent une zone de hautes pressions, ceinturée par des vents d’ouest quasiment ininterrompus. En hiver, le froid intense fait de l’Antarctique une zone de très hautes pressions avec un fort vent tournant autour de cette zone. Les hautes pressions en surface s’accompagnent de basses pressions à haute altitude. Il se crée un gigantesque

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F IGURE 1.10. Schéma d’une onde planétaire sur l’Amérique du Nord. Si le continent est soumis essentiellement à l’air froid provenant des régions polaires, en hiver, la côte est reçoit l’air chaud provenant de l’Atlantique tropical.

vortex polaire dans la stratosphère, qui contribue à la formation du « trou d’ozone » (voir encadré 1.1 sur le trou d’ozone). Le continent est donc relativement isolé des apports de chaleur venant de plus basses latitudes, ce qui explique ses températures les plus froides du globe et, comme nous le verrons ultérieurement, son peu de réaction au réchauffement climatique. L’Antarctique est aussi le théâtre de vents puissants : de l’air très froid, très dense, au sommet des montagnes, dévale les pentes vers la mer ; on appelle ce type de vents des vents catabatiques. L’Arctique a aussi son vortex polaire, mais nettement moins intense car perturbé par les ondes de Rossby de l’hémisphère nord.

Encadré 1.1. Le trou d’ozone.

Depuis les années 1970, on observe une diminution de la concentration de l’ozone dans la stratosphère au-dessus de l’Antarctique au début du printemps austral (en septembre-octobre), ce qu’on a baptisé le trou d’ozone. Les activités humaines ont produit des quantités importantes de composés organiques halogénés, les choro-fluoro-carbures ou CFC. Ces composés sont extrêmement stables et peuvent migrer jusque dans la stratosphère où ils s’accumulent. Les CFC peuvent être décomposés par des réactions photochimiques induites par le rayonnement ultraviolet à la surface de nuages, libérant du chlore. Ce chlore va catalyser les réactions de destruction de l’ozone.

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Chapitre 1. Le système climatique : l’atmosphère et l’océan

Total Ozone (Dobson Units) 110

220

330

440

550

Carte de la quantité d’ozone présente dans la colonne atmosphérique d’ozone au-dessus de l’hémisphère sud. La mesure, faite par satellite, est celle du 4 octobre 2004. La quantité d’ozone est donnée en « unités Dobson » qui indiquent, en microns (1 micron = 1 millionième de m), l’épaisseur qu’occuperait l’ozone seul dans les conditions normales de température et de pression (0 ◦ C, 1 013 hPa).

Dans l’atmosphère stratosphérique très peu dense, des nuages d’eau, de glace ou d’acide nitrique, ne peuvent se former qu’en présence d’un froid très intense. Le vortex polaire isole complètement la stratosphère au-dessus de l’Antarctique des masses d’air provenant de moins hautes latitudes, permettant un refroidissement intense au cours de la longue nuit hivernale, ce qui rend possible la formation de nuages. Quand le soleil réapparaît au début du printemps austral, tout est en place pour que les réactions de photolyse des CFC se produisent, libérant le chlore qui va détruire l’ozone. Le protocole de Montréal, protocole international adopté en 1985 et qui interdit les CFC, a résulté en la stabilisation, voire une légère diminution, des teneurs atmosphériques en CFC ; les simulations suggèrent un retour de la teneur d’ozone stratosphérique à des niveaux préindustriels à partir de 2050.

Les modes annulaires

La dynamique interne de l’atmosphère cause des variations dans le comportement de l’atmosphère aux latitudes moyennes de chacun des deux hémisphères, nord et sud. On parle de mode annulaire boréal, northern annular mode ou NAM

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en anglais, et mode annulaire austral, southern annular mode ou SAM en anglais. Ces modes annulaires expliquent une grande partie de la variabilité climatique de leur hémisphère (la variabilité climatique fait l’objet du chapitre 3). Un des moyens de les caractériser est la différence de pression atmosphérique entre une station à moyenne latitude et une station à haute latitude, par exemple entre les Açores et l’Islande. Ce mode a une variabilité rapide (de l’ordre de la semaine), mais présente aussi à l’échelle de nos observations une tendance à la croissance. Le mode annulaire austral est couplé à l’évolution de la stratosphère, et le trou d’ozone est une cause reconnue de son augmentation. Il contribue à renforcer le vortex polaire. Les moussons

Le régime des moussons est constitué de vents saisonniers à l’importance climatique considérable et qui conditionnent la vie de très vastes populations des régions tropicales et subtropicales. Les régions continentales proches de l’équateur dans l’hémisphère nord, bordées par un océan dans l’hémisphère sud, sont dans un régime climatique de moussons. Le continent a une inertie thermique plus faible que l’océan. En été, il se réchauffe et devient beaucoup plus chaud que l’océan, qui, au sud de l’équateur, se trouve en hiver. De plus, le réchauffement de l’air en altitude sur le plateau tibétain constitue une source de chaleur élevée dans l’atmosphère. Ce contraste thermique se traduit par un fort contraste de pression barométrique. Les vents vont donc souffler vigoureusement de l’océan vers le continent tout en étant déviés par la force de Coriolis. Dans l’océan Indien, les vents forts de sud s’établissent au voisinage de la côte africaine où ils sont canalisés par les reliefs montagneux. Ces vents se sont chargés d’humidité et vont donc apporter de la pluie. Sur le continent asiatique, ce phénomène est fortement accentué par l’ascension de l’air, forcée par la présence des reliefs montagneux, chaîne des Ghats sur la côte ouest puis l’Himalaya et le plateau tibétain. L’air montant en altitude va provoquer la condensation de la vapeur d’eau qu’il contient, donnant lieu à de fortes précipitations (figure 1.11) et favorisant le flux d’humidité. Ce phénomène de mousson entraîne un déplacement vers le nord de la zone de convergence intertropicale (ZCIT), qui se déplace, en été, entre un maximum sur le continent et un maximum sur l’océan. La mousson va durer jusqu’à ce que, l’été étant passé, la température de l’océan ne soit plus 24 heures sur 24 inférieure à celle du continent. En hiver, la situation thermique est inverse. Le continent est plus froid que ne l’est l’océan au sud de l’équateur. Les hautes pressions vont alors être sur le

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Chapitre 1. Le système climatique : l’atmosphère et l’océan

F IGURE 1.11. Cartes de pluviosité sur l’Inde et les pays voisins. À gauche, saison humide avec la mousson d’été ; à droite, saison sèche avec la mousson d’hiver.

continent poussant l’air vers la mer. En Asie, on aura alors un phénomène de foehn provoqué par la descente d’air des massifs montagneux. L’air sec, venant de Sibérie, va subir une compression adiabatique en descendant des massifs montagneux, ce qui va donner sur le pays un vent sec et chaud. Le phénomène de mousson se manifeste aussi sur les autres continents : Afrique, Amérique, Australie. 1.3

L’océan

Grand réservoir d’eau salée, l’océan recouvre 71 % de la surface du globe, avec une profondeur moyenne de 3,8 km. L’eau absorbe rapidement les rayons du soleil. La couche euphotique (éclairée par le soleil) atteint rarement 100 m. L’océan est donc chauffé par le haut, contrairement à l’atmosphère qui est essentiellement chauffée par le bas. La structure verticale de l’océan est inversée par rapport à celle de l’atmosphère. L’eau de surface, bien brassée sur quelques centaines de mètres de profondeur au plus, est séparée de l’eau profonde, stratifiée, par la thermocline. La profondeur de la thermocline dépend de la latitude et des saisons. La densité de l’eau de mer dépend de sa température et de sa salinité (figure 1.12), variables selon le lieu et la profondeur. En l’absence de perturbations (dues par exemple au vent, particulièrement au voisinage de la surface), les masses d’eau ne se mélangent que très lentement. La température et la salinité, les contenus en divers éléments ou isotopes (carbone 14) et en nutriments

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F IGURE 1.12. La salinité de l’eau de mer influe fortement sur sa densité. L’eau douce a sa masse volumique la plus élevée à 4 ◦ C ; le maximum se déplace linéairement vers les basses températures au fur et à mesure que la salinité augmente.

permettent ainsi aux océanographes de suivre le cheminement de ces masses d’eau au sein de l’océan. 1.3.1

La circulation océanique de surface

L’eau des océans est entraînée dans de grands courants qui mettent en jeu des énergies cinétiques considérables. Les vents poussant les eaux de surface sont à l’origine de ces courants de surface, dont l’épaisseur est généralement inférieure au kilomètre. Les courants océaniques de surface sont représentés sur la figure 1.13. Chaque grand bassin océanique est le siège d’une grande boucle ou gyre, à cause de la force de Coriolis, dont la densité de courant est maximale sur le bord ouest du bassin, tandis qu’à l’est le retour de l’eau se fait via un courant plus diffus et plus tranquille. La figure 1.14 montre très schématiquement la circulation nord-atlantique. Les alizés poussent les eaux de la côte de l’Afrique

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Chapitre 1. Le système climatique : l’atmosphère et l’océan

F IGURE 1.13. Carte mondiale des courants océaniques de surface.

vers la côte de l’Amérique contre lesquelles elles vont buter. Le flot s’incurve dans le golfe du Mexique (d’où le nom de Gulf Stream donné à ce courant) sous l’effet de la rotation de la Terre. En arrivant dans les moyennes latitudes, il est repris par les vents dominants de sud-ouest qui vont pousser l’eau vers le sud de l’Europe. Le courant est très dense, mais aussi très tourbillonnaire sur l’ouest du bassin, tandis que le retour vers de plus basses latitudes, à l’est, est plus calme et embrasse un vaste domaine. Les constantes de temps de la circulation de surface sont très diverses, allant de la seconde pour les tourbillons, à la saison pour de nombreux courants et à la décennie ou plus pour les plus lents.

1.3.2

La circulation océanique profonde : circulation thermohaline

Les eaux chaudes du Gulf Stream sont partiellement entraînées vers les hautes latitudes nord de l’Atlantique par la Dérive Nord-Atlantique. Quand l’eau atteint les hautes latitudes, elle s’est refroidie par évaporation et échanges avec l’atmosphère. Le refroidissement des eaux chaudes et salées augmente leur densité. L’autre processus augmentant la densité de l’eau aux hautes

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F IGURE 1.14. La circulation océanique schématisée dans l’Atlantique nord. En rouge, la circulation de surface, forcée par des vents. En bleu, la circulation profonde, thermohaline. Dans les eaux du nord, et spécialement sous la banquise qui se forme, l’eau froide et très salée, donc dense, effectue une plongée vers les profondeurs qui va l’emmener faire le tour des océans mondiaux. Les flèches de circulation sont de couleur plus pâle quand la circulation se fait sous la banquise.

latitudes, en hiver, est lié au rejet de sel lors de la formation de la glace de mer. Les eaux denses vont alors plonger jusqu’au fond de l’océan et alimenter les masses d’eaux profondes. Elles partent ainsi pour un vaste périple qui leur fait faire le tour des océans mondiaux (figure 1.15). Cette circulation forcée par la densité est appelée circulation thermohaline (circulation provoquée par la température et la salinité). Les principales régions de formation d’eau profonde sont situées dans l’hémisphère nord dans les mers nordiques et la mer de Labrador. La circulation emmène l’eau de fond ainsi formée jusqu’au voisinage de l’Antarctique dont elle fera éventuellement plusieurs fois le tour avant de remonter vers le nord dans l’océan Indien ou l’océan Pacifique. La majeure partie de cette eau remontera lentement vers la surface par diffusion dans l’eau environnante où elle se réchauffera. De l’eau pourra aussi revenir à la surface sous l’action du vent qui provoque des remontées d’eau profonde sur les bords de certains continents ou dans la zone équatoriale. Une fois remontée à la surface, cette eau sera prise dans la circulation de surface, qui finira par la ramener dans l’Atlantique

22

Chapitre 1. Le système climatique : l’atmosphère et l’océan

F IGURE 1.15. Représentation schématique du « tapis roulant » de la circulation thermohaline.

nord au bout d’un périple qui peut durer 1 000 ans et qu’on nomme le « tapis roulant » de la circulation thermohaline. Les zones de formation d’eau profonde le long de l’Antarctique en mer de Weddell et en mer de Ross produisent les eaux les plus denses de la planète qui tapissent le fond des océans. Les reconstructions climatiques issues des sédiments marins indiquent que les poids respectifs des eaux de fond d’origine Atlantique nord ou Antarctique ont varié dans le temps, modifiant ainsi la façon dont l’océan redistribue la chaleur entre les hémisphères.

1.4

Échanges atmosphère océan

L’océan et l’atmosphère ne se comportent pas indépendamment l’un de l’autre. L’interface océan-atmosphère est le siège de nombreux échanges.

LE CLIMAT

23

Échanges de matière

Le chapitre 2 présentera le cycle de l’eau. De l’eau quitte l’océan vers l’atmosphère par évaporation ; l’atmosphère restitue directement de l’eau à l’océan par les précipitations et indirectement via le ruissellement des cours d’eau. Des composés minéraux (sels) sont soulevés par les embruns et transportés par l’atmosphère ; des composés organiques, en particulier des composés soufrés émis par le plancton passent dans l’atmosphère. L’atmosphère apporte des composés minéraux et organiques dans l’océan par déposition sèche ou humide des aérosols, ce qui constitue la source essentielle de nutriments pour la biologie marine en milieu ouvert (loin des estuaires et deltas ou des remontées d’eau profonde). Cela sera décrit plus en détail dans le chapitre sur les aérosols. Et l’atmosphère et l’océan échangent des gaz : de l’oxygène, et du dioxyde de carbone dont nous verrons à plusieurs reprises dans la suite l’importance pour le climat. Échanges de chaleur

De la chaleur sensible est échangée entre les deux milieux à leur interface. L’évaporation, comme on l’a vu plus haut, transmet de la chaleur de l’océan à l’atmosphère sous forme latente. La présence aux basses latitudes d’une surface océanique chaude dont la température est au moins égale à 27 ◦ C est la condition nécessaire à la formation d’ouragans qui tirent leur énergie de la condensation de la vapeur d’eau qui s’est formée au-dessous d’eux à l’interface mer-air. Échanges de quantité de mouvement

Sous l’action du vent, l’atmosphère transfère des quantités de mouvement très importantes à l’océan, comme on vient de le voir avec les courants de surface.

1.5

Conclusion

La Terre reçoit son énergie du Soleil et évacue la chaleur par du rayonnement électromagnétique qui part dans l’espace. Les basses latitudes reçoivent plus de chaleur qu’elles n’en émettent, contrairement aux hautes latitudes. Ces écarts sont compensés par un transfert de chaleur à forte composante méridienne. La chaleur est transportée par les deux fluides qui enveloppent la surface de la Terre : l’atmosphère et l’océan. Les contrastes thermiques engendrent des contrastes de densité, à l’origine des circulations atmosphériques et océaniques,

24

Chapitre 1. Le système climatique : l’atmosphère et l’océan

circulations contraintes par la rotation de la Terre et par la géographie. L’atmosphère conditionne le transfert du rayonnement entrant et sortant entre la surface terrestre et l’espace. Les changements de phase de l’eau, tantôt glace, tantôt liquide, tantôt vapeur, jouent un rôle important dans le transfert de l’énergie. L’atmosphère est chauffée par le bas du fait des échanges de chaleur avec la surface, par la condensation de la vapeur d’eau, et, comme nous le verrons dans le prochain chapitre, par l’effet de serre. Les mouvements y sont rapides : l’atmosphère met 10 jours pour faire le tour de l’hémisphère nord. L’océan est chauffé par le haut. La circulation océanique de surface forcée par les vents s’organise autour de grandes gyres, vastes boucles à l’échelle de chacun des bassins océaniques de l’hémisphère nord et de l’hémisphère sud. Nous verrons au chapitre 3 que cette circulation océanique de surface a des interactions complexes avec la circulation atmosphérique, qui jouent un rôle important dans la variabilité du climat. La circulation de surface est complétée par une circulation profonde forcée par la densité, de façon non linéaire par rapport à la salinité et la température de l’eau, avec des effets de seuil sur la densité dans les phénomènes de convection. Le périple de cette circulation profonde peut durer un millénaire et ainsi enfouir pour des siècles les perturbations qui lui auront été apportées en surface. L’océan contribue ainsi à amortir toute perburbation qui s’exerce sur le climat, mais aussi à faire durer ses effets. Les interactions entre l’océan et l’atmosphère jouent un rôle déterminant dans la variabilité naturelle du climat.

LE CLIMAT

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2 Les acteurs du climat et leurs interactions Dans le premier chapitre, nous avons vu que le moteur de la machine climatique est l’apport d’énergie par le rayonnement solaire. La sphéricité de la Terre fait que cette énergie est inégalement répartie à la surface du globe. Les contrastes de température qui en résultent provoquent la circulation de l’atmosphère et celle de l’océan. Ces deux fluides agissent individuellement mais aussi de façon couplée pour redistribuer la chaleur à la surface du globe. Mais le climat ne se limite pas à ces actions individuelles ou couplées de l’atmosphère et de l’océan. Le climat façonne l’environnement ; les évolutions du climat se répercutent sur les diverses composantes de l’environnement. Mais, comme nous allons le voir dans ce deuxième chapitre, la réponse de ces composantes de l’environnement à une évolution du climat affecte le climat. Cette rétroaction peut, selon les cas, contrer ou au contraire amplifier la modification du climat. Dans le premier cas, on parlera de rétroaction négative, et de rétroaction positive quand celle-ci joue un rôle amplificateur. Dans ce chapitre, nous allons passer en revue les interactions climat environnement et mettre en évidence un certain nombre de rétroactions.

2.1

Le cycle de l’eau

Nous commençons ce deuxième chapitre par le cycle de l’eau. L’eau joue en effet un rôle fondamental dans les processus climatiques et conditionne toute la vie sur Terre. L’eau est présente sur Terre sous ses trois états physiques : solide,

liquide et gazeux. Les changements de phase absorbent ou libèrent des quantités importantes d’énergie. Sous ses formes fluides, l’eau permet un transport rapide de matière et de chaleur. Le volume total d’eau sur Terre et dans l’atmosphère est de 1 400 millions de km3 . Seulement 2,2 % se trouve sous forme solide essentiellement en Antarctique et 0,001 % sous forme de vapeur ou de nuages dans l’atmosphère. Le reste, soit près de 98 %, est sous forme liquide. L’eau liquide se répartit par ordre décroissant entre les océans qui comptent 1 335 millions de km3 , les eaux souterraines évaluées à 15 millions de km3 mais peut-être jusqu’à 20 fois plus, les lacs, les sols, les mers intérieures, les rivières, les cellules vivantes.

F IGURE 2.1. Cycle de l’eau. L’eau s’évapore essentiellement des océans, mais aussi des continents par évaporation directe ou par transpiration des végétaux. Dans l’atmosphère qui la transporte, la vapeur va se condenser sous forme de nuages. L’eau retombera à la surface en précipitations d’eau liquide (pluie) ou solide (grêle, neige). Sur les continents, une partie de l’eau ne s’évapore pas. Elle retourne à la mer par ruissellement via les rivières ou s’infiltre dans le sol avant de rejoindre les rivières par les nappes souterraines ou de s’écouler directement vers la mer.

Le cycle de l’eau (figure 2.1) passe par l’évaporation, dont la source principale est l’océan. L’évaporation se produit aussi sur les continents où la transpiration de la végétation s’ajoute à l’évaporation à partir de l’eau de surface ou des sols humides. Il y a également sublimation à partir de la neige ou de la glace. La vapeur d’eau est transportée en altitude par convection et à distance par les vents. La température baissant avec l’altitude, la vapeur d’eau peut devenir saturante et se condenser pour donner les nuages, (figure 2.2) dont la formation sera évoquée dans ce chapitre (section 2.5 sur les aérosols) et au chapitre 3 sur

28

Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

Pression de vapeur saturante (kPa)

20 18 16 14 12 10 8 6 4 2 0 240

250

260

270

280

290

300

310

320

330

Température (K)

F IGURE 2.2. À température donnée, la pression partielle de la vapeur d’eau dans l’atmosphère ne peut dépasser une certaine valeur qu’on désigne sous le nom de pression de vapeur saturante. Si l’on tente de rajouter de la vapeur, elle se condense. La pression de vapeur saturante de l’eau augmente rapidement avec la température suivant la relation de Clausius-Clapeyron. Une atmosphère plus chaude de 1 ◦ C contient environ 7 % d’humidité en plus en moyenne globale.

le rôle du soleil. Du fait de cette condensation, la concentration de la vapeur d’eau dans l’atmosphère décroît rapidement quand on monte au-dessus de la couche limite. Selon l’altitude et la température, mais aussi en fonction des propriétés des noyaux sur lesquels la vapeur se condense, on obtient des nuages de gouttelettes d’eau ou de mini-cristaux de glace. La condensation libère de la chaleur contribuant à maintenir ou à renforcer les mouvements convectifs (voir chapitre 1.2). Les gouttelettes et mini-cristaux vont grossir par coalescence jusqu’à ce que leur poids soit suffisamment élevé pour que la résistance de l’air ne suffise plus à empêcher leur chute. Dans ces conditions, la précipitation se produit, ce qui ramène l’eau à la surface du globe, soit à l’état liquide sous forme de pluie, soit à l’état solide sous forme de neige ou de grêle. Une partie de l’eau en cours de précipitation se ré-évapore éventuellement sous le nuage. L’eau évaporée parcourt en moyenne 1 000 km dans l’atmosphère avant de retomber en précipitations dans les 15 jours. Les océans perdent 413 0000 km3 d’eau par évaporation et regagnent 373 0000 km3 . Les 40 000 km3 restant pour boucler le bilan transitent par les continents. Ce sont 113 000 km3 d’eau qui sont ainsi amenés annuellement sur les continents, ce qui correspond à une épaisseur moyenne de 84 cm. 65 % de cette eau, soit 73 000 km3 repassent dans l’atmosphère par évaporation directe ou via la transpiration de la végétation. Le reste peut, soit ruisseler vers les rivières pour retourner à la mer (28 %), soit s’infiltrer dans le sol pour se déverser dans les nappes souterraines qui, à leur tour, vont alimenter les rivières ou rejoindre directement la mer. Enfin, 3 % de l’eau qui va à la mer provient directement de la fonte des glaciers et des icebergs.

LE CLIMAT

29

2.2

Le cycle du carbone

Le CO2 est un gaz relativement inerte. Contrairement à d’autres composés, le méthane par exemple, le CO2 ne réagit pas avec les autres espèces chimiques présentes dans l’atmosphère dont il ne peut être éliminé que quand il est capturé par les autres composantes de l’environnement terrestre. De fait, il est largement échangé entre l’atmosphère et les autres compartiments : hydrosphère, biosphère, lithosphère (figure 2.3). Nous allons passer en revue ces divers échanges.

F IGURE 2.3. Les différentes composantes de l’environnement émettent et absorbent du dioxyde de carbone, qu’il soit produit naturellement (en noir) ou résulte de l’action de l’homme (en rouge). Les quantités de carbone stockées dans les différents réservoirs, atmosphère, continents, océan, sédiments marins, sont également indiquées sur la figure. Si les quantités émises annuellement par l’homme sont petites par rapport aux flux naturels, elles n’en jouent pas moins un rôle important car elles conduisent à une accumulation dans l’atmosphère, où la concentration de CO2 a augmenté de près de 40 % depuis le début de l’ère industrielle.

30

Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

2.2.1

Les océans et le cycle du carbone

Le dioxyde de carbone est très soluble dans l’eau. Cette solubilité dépend de la pression du CO2 au-dessus de l’eau et de la température. La courbe de la figure 2.4 montre la variation de la solubilité avec la température à la pression atmosphérique. Une eau froide va donc dissoudre beaucoup de CO2 qu’elle relarguera en se réchauffant. La circulation thermohaline fait plonger une eau très froide donc très riche en CO2 qui sera ainsi entraîné au fond de l’océan. Du fait de la forte pression qui y règne, une énorme quantité de CO2 pourra être stockée au fond de l’océan. La remontée des eaux profondes va entraîner leur réchauffement et donc la libération d’une partie du CO2 dissout. Ce processus a joué un rôle important dans les refroidissements en début de période glaciaire et les réchauffements lors de la sortie de la glaciation (chapitre 7).

F IGURE 2.4. La solubilité du CO2 dans l’eau de mer est portée en fonction de la température, la pression au-dessus de l’eau étant la pression atmosphérique. La grande différence de solubilité avec la température donne à la circulation thermohaline un rôle majeur dans le stockage du CO2 dans les océans par solubilité.

La situation se complique par le fait que le CO2 est un acide faible. Le CO2 dissout réagit avec l’eau pour donner des ions bicarbonates et carbonates. CO2 + 2H2 O  HCO3− + H3 O+ HCO3− + H2 O  CO23− + H3 O+ LE CLIMAT

31

Ainsi, le carbone inorganique dissout se trouve à près de 95 % sous forme de bicarbonate HCO3− , à près de 5 % sous forme de carbonate CO23− , et moins de 1 % sous forme de CO2 . En combinant ces deux relations, on aboutit à la relation d’équilibre entre ces trois formes dans le milieu aqueux : CO2 + CO23− + H2 O  2HCO3− De même que l’augmentation de la température diminue la solubilité du CO2 dans l’eau, une augmentation de la quantité de carbone inorganique dissout restreint les quantités de CO2 supplémentaire que l’eau de surface peut dissoudre. Comme le montre la réaction d’équilibre, la formation de carbonates s’accompagne d’une réémission de CO2 (figure 2.5). L’ajout de CO2 entraîne une baisse de l’alcalinité de l’eau, provoquant la dissolution des carbonates, ce qui affecte les organismes à structure carbonatée, qu’il s’agisse d’un exosquelette, d’une coquille. . . La biosphère marine joue un autre rôle dans la pompe océanique du CO2 . Le phytoplancton, c’est-à-dire les micro-algues planctoniques, fixe le carbone par photosynthèse pour le transformer en matière organique, ce qui favorise la dissolution du CO2 dans les eaux de surface. L’efficacité du phytoplancton à pomper le CO2 dépend de la présence ou non de minéraux : fer, phosphates, indispensables pour la croissance du plancton. Ces sels sont apportés par le ruissellement et les fleuves au voisinage des côtes, par les remontées d’eau profonde et par les aérosols. La matière organique formée par le phytoplancton peut tomber vers le fond de l’océan à la mort de l’organisme qui l’a synthétisée, mais elle atteint très rarement directement le fond de l’océan. En effet, le phytoplancton est à la base de toute la chaîne alimentaire. Il va être brouté par le zooplancton, à son tour dévoré par de plus gros organismes marins, et ainsi de suite jusqu’aux plus gros prédateurs. Moins de 10 % de la matière organique produite va plonger à partir des eaux de surface. La plus grande partie de ce qui plonge va être oxydée, soit pendant la descente, soit une fois déposée dans le sédiment. Cette oxydation dégage évidemment du dioxyde de carbone. Au bout du compte, c’est moins de 1 % du carbone de la matière organique produite par le phytoplancton qui va être enfoui et stocké dans les sédiments au fond des océans. L’ensemble des processus de la pompe océanique du CO2 est schématisé sur la figure 2.5. Les flux et stocks sont indiqués sur la figure 2.3. Les flux naturels sont pratiquement équilibrés. Les flux liés à l’activité humaine se surajoutent à

32

Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

F IGURE 2.5. L’océan contribue fortement à éliminer du dioxyde de carbone de l’atmosphère. D’une part, intervient la solubilité du CO2 dans l’eau : forte dans les eaux froides qui vont entraîner le carbone vers le fond de l’océan par la circulation thermohaline, faible dans les eaux chaudes qui vont au contraire relâcher leur surplus de CO2 . D’autre part, les organismes marins consomment du CO2 pour la production de matière organique qui va alimenter toute la chaîne trophique. Une faible part de cette matière va être enfouie dans le fond des océans. La production de coquilles calcaires va réémettre autant de CO2 qu’il en sera stocké dans le calcaire.

ces flux naturels. Globalement, l’océan absorbe actuellement environ 25 % du CO2 émis annuellement par les activités humaines.

2.2.2

La partie continentale du cycle du carbone

Aux échelles de temps humaines

Sur les continents, la végétation est le grand acteur du cycle du carbone, du moins pour ce qui concerne le court terme pour le CO2 . En période de végétation active, les plantes absorbent le CO2 qu’elles transforment en sucres LE CLIMAT

33

libérant de l’oxygène : c’est la photosynthèse. Des mesures en conditions atmosphériques contrôlées ont permis de déterminer l’influence de la température et de la concentration atmosphérique du CO2 sur la photosynthèse. L’efficacité de la photosynthèse croît avec la température jusqu’à un seuil d’environ 30 ◦ C au-delà duquel elle décroît. Une augmentation de la teneur en CO2 de l’atmosphère commence par fertiliser les plantes accroissant leur photosynthèse ; audelà d’un seuil en concentration qui dépend du type de plante, l’efficacité de la photosynthèse sature. Ce seuil est déjà atteint pour les plantes herbacées des régions tropicales. Pour la plupart des plantes des autres régions, ce seuil se situe aux alentours de 1 000 ppmv (1 000 parties par million en volume), une concentration qu’on espère ne jamais atteindre. Le métabolisme des végétaux brûle une partie des sucres formés par la photosynthèse, rejetant du CO2 dans l’atmosphère. Le bilan photosynthèserespiration varie selon les saisons. Dans les latitudes extratropicales où les saisons sont marquées, l’absorption de CO2 est dominante en période de végétation, printemps et été, alors que seule l’émission de CO2 persiste dans la période hivernale de repos. Le bilan global annuel est une absorption nette de CO2 représentant 60 Gt (60 gigatonnes) de carbone par an. Le carbone ainsi absorbé se retrouve d’abord dans la partie aérienne des plantes, mais est aussi largement transporté puis stocké dans la partie souterraine, les racines. De plus, la litière composée des détritus des végétaux sur le sol renferme aussi un stock appréciable de carbone. Cette litière est décomposée par des micro-organismes dont l’activité est favorisée par une température et une humidité élevées. En présence d’oxygène, la décomposition produit du CO2 . En conditions anoxiques, par exemple quand le sol est saturé en eau, la décomposition produit du méthane, un gaz à effet de serre puissant, dont la durée de vie dans l’atmosphère est d’environ 10 ans avant qu’il ne soit oxydé en CO2 . En conditions d’équilibre climatique, on pourrait s’attendre à ce que respiration et photosynthèse s’équilibrent dans les espaces naturels. En fait, il y a lessivage par les eaux d’une partie de la matière organique des sols qui est transportée vers les océans par les fleuves. Ce flux représente 0,8 Gt de carbone par an. La variabilité climatique induit également une forte variabilité interannuelle du flux net de CO2 comme le montre la figure 2.6. Actuellement, sous l’action de l’homme, le stockage de carbone par les surfaces continentales est diminué de 1,8 Gt par an du fait de la déforestation et de pratiques agricoles comme le labour. Mais il est aussi augmenté de 3 Gt par an, à cause de l’effet fertilisant du CO2 accompagné des dépôts d’azote d’origine atmosphérique dans les régions fortement marquées par l’action de l’homme, et des effets du changement climatique. Ainsi, les surfaces continentales stockent approximativement 1,2 Gt de carbone par an.

34

Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

F IGURE 2.6. Anomalies des accumulations de CO2 dans l’atmosphère à l’échelle du globe. Les valeurs sont calculées par différence avec la tendance à long terme et en soustrayant les variations saisonnières. Les effets liés à la variabilité climatique sont bien visibles : les périodes de El Niño (en grisé, voir chapitre suivant) sont souvent accompagnées d’une augmentation des flux continentaux vers l’atmosphère ; l’éruption du Pinatubo a provoqué un refroidissement (période marquée par les deux barres noires) et a donné lieu à une diminution des flux continentaux et océaniques.

Aux échelles de temps géologiques

Aux longues échelles de temps, l’atmosphère reçoit des quantités appréciables de CO2 des volcans (figure 2.7). Actuellement ce flux est de l’ordre de 0,1 Gt de carbone par an, soit 1 % des rejets dus à l’action de l’homme. Mais si l’on cumule ces rejets sur des millions d’années, cela fait des volumes tout à fait conséquents, que la nature élimine puisqu’on ne retrouve pas dans l’atmosphère ces gigantesques quantités de carbone. Le mécanisme majeur de cette élimination est aussi une conséquence du volcanisme. Les volcans déversent à la surface des quantités massives de roches silicatées. Ces roches sont lentement attaquées par les eaux des sols acidifiées par le dioxyde de carbone qu’exhalent les sols. Cette attaque, qui transforme la roche en argiles et oxydes divers, libère des ions Ca2+ et des ions bicarbonates HCO3− , ions qui sont entraînés par les eaux dans les océans où ils se recombinent pour former du calcaire : Ca2+ + 2HCO3−  CaCO3 + CO2 + H2 O Le bilan est qu’une molécule de CO2 sur deux est séquestrée dans le calcaire et donc éliminée de l’environnement fluide. Ceci est un processus géologique majeur qui séquestre environ 70 Mt de carbone par an sous forme de calcaire dans les océans. Des micro-organismes, qui prolifèrent dans des conditions plus

LE CLIMAT

35

chaudes, favorisent ce processus où ils pourraient jouer un rôle essentiel dans l’acidification des eaux. Globalement, l’altération des roches, silicatées ou carbonatées, met en jeu quelques 300 Mt de carbone par an. Les carbonates formés vont peu à peu retourner dans le magma par les phénomènes de subduction, magma qui pourra être repris par les volcans bouclant la boucle. C’est cette grande boucle qui assure la régulation à long terme du CO2 atmosphérique (figure 2.7).

F IGURE 2.7. Les apports de carbone à l’océan et à l’atmosphère par le volcanisme et par le métamorphisme des roches constituent une régulation à long terme du taux de carbone atmosphérique.

À côté de ce processus de séquestration minérale, il existe un autre moyen de séquestration de carbone pour de très longues périodes, sous forme organique dans les sols ou les sédiments marins : la matière organique qui s’est accumulée dans les sédiments échappe à l’action de l’oxygène. Ce sont ces stocks plus ou moins transformés, en charbon, en pétrole ou gaz naturel, que l’homme exploite comme il le peut pour ses besoins énergétiques.

2.3

L’effet de serre

Hors de l’atmosphère, une surface perpendiculaire aux rayons du soleil située au niveau de la Terre reçoit de celui-ci un flux d’énergie de 1 360 W/m2 sous

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

forme de rayonnement électromagnétique. Cette valeur, qui se mesure par satellite, vient d’être réévaluée et ne varie que de ± 0,03 % avec les fluctuations de l’activité du soleil au cours de son cycle de 11 ans. Si l’on répartit cette quantité d’énergie interceptée par la Terre sur l’ensemble du globe, sphérique et éclairé sur une moitié à la fois, on obtient 340 W/m2 en moyenne sur La surface. Une partie de ce rayonnement est réfléchi ou rediffusé vers l’espace, tant par les particules et les nuages que par la surface du globe. Le reste est absorbé par la surface et converti en chaleur. La surface du globe, corps absorbant et à température non nulle, va émettre un rayonnement infrarouge avec une intensité qui varie comme la puissance 4 de la température absolue selon la loi de StefanBoltzmann. On peut noter au passage que ce phénomène tend à freiner les modifications de la température puisqu’une température croissante entraînera une augmentation de l’émission d’énergie sous forme d’infrarouges, et vice-versa lors d’une diminution de la température. L’émission de rayonnement de corps noir est donc pour le climat une rétroaction négative. Le climat est stable si la quantité d’énergie reçue par la Terre est, en moyenne sur une longue période, égale à la quantité qui repart. La quantité d’énergie à émettre se déduit du flux d’énergie solaire entrant et de l’albédo fraction de la lumière incidente qui est réfléchie par l’ensemble de la planète (surface et atmosphère) grandeurs qui sont mesurées toutes deux par satellite. Pour émettre la bonne quantité de rayonnement infrarouge qui équilibre le bilan, le corps émetteur doit être à la température de 255 K, soit −18 ◦ C. On dit parfois que la température de la Terre serait de −18 ◦ C en l’absence d’effet de serre. Cette formulation, lapidaire, est en fait inexacte. La formulation correcte serait : une planète sans effet de serre, recevant le même flux d’énergie du Soleil que la Terre, ayant l’albédo actuel de la Terre et dont la surface ne se refroidirait que par rayonnement aurait une température de surface de −18 ◦ C. Noter que ces conditions ne sauraient être totalement satisfaites que pour une planète dépourvue d’atmosphère. La température moyenne au sol est en réalité de +15 ◦ C, alors que la température correspondant à l’énergie sous forme d’infrarouge rayonnée vers l’espace correspond bien à l’émission d’un corps à −18 ◦ C. La température de la surface est donc plus élevée de 33 ◦ C que celle que l’on déduirait du bilan radiatif. La quantité d’énergie qui sort de l’atmosphère ne représente qu’un peu plus de 60 % de l’énergie émise sous forme de rayonnement infrarouge par la surface, calculée selon la loi de Stefan-Boltzmann. La raison de ce phénomène est l’effet de serre. En 1824, Fourier a découvert que l’atmosphère est transparente à la lumière visible mais absorbe la « lumière obscure » ; c’est ainsi qu’on appelait les

LE CLIMAT

37

Encadré 2.1. Le corps noir.

On désigne sous ce nom un corps idéal qui absorbe totalement les ondes électromagnétiques sur l’ensemble du spectre et donc toute la lumière visible, ce qui fait qu’il est noir. Un tel corps émet un rayonnement électromagnétique dont le spectre, décrit par la loi de Planck, ne dépend que de la température (figure 2.8). La mesure d’une fraction de ce spectre permet donc de déterminer la température du corps émetteur. La puissance rayonnée est proportionnelle à la température absolue à la puissance 4. Un corps réel émet un tel rayonnement dit thermique, s’il est lui-même absorbant de rayonnement électromagnétique. Une grande partie du spectre lumineux du Soleil correspond à une telle émission. La partie ultraviolette est partiellement provoquée par d’autres processus.

FIGURE 2.8. Spectre d’émission du corps noir pour diverses températures. Un corps chauffé à 1 000 K émettra essentiellement dans l’infrarouge et un peu dans la partie rouge du spectre visible ; on le verra donc rouge sombre. 5 800 K est la température de surface du Soleil. 30 000 K est la température que peut atteindre un éclair dans un orage.

infrarouges. Pouillet a identifié les deux grands responsables de cette absorption : la vapeur d’eau et le gaz carbonique. C’est Tyndall qui a effectué la mesure de l’absorption d’un certain nombre de gaz et a pris la pleine conscience du rôle climatique de l’effet de serre qui a reçu ce nom quand Arrhenius en 1896 a calculé les effets climatiques d’un doublement du CO2 atmosphérique. Il a donné à ce phénomène ce nom d’effet de serre en hommage à Horace Bénédict de Saussure qui, dans la seconde moitié du XVIIIe siècle avait construit une héliothermomètre, sur le principe d’une serre multi-vitre super-isolée. Ce dispositif portatif, véritable précurseur des panneaux solaires thermiques, était destiné à mesurer la quantité de chaleur qu’il pouvait recevoir du soleil à diverses altitudes. L’atmosphère est composée essentiellement d’azote et d’oxygène, mais aussi d’un certains nombres de gaz à l’état de traces (tableau 2.1), dont certains sont

38

Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

Gaz

Formule chimique

Abondance (volume) en %

Azote

N2

78,08

Oxygène

O2

20,95

Vapeur d’eau

H2 O

0 à 4 (selon la température)

Argon

Ar

0,93

Dioxyde de carbone

CO2

0,039

Néon

Ne

0,0018

Hélium

He

0,0005

Méthane

CH4

0,00017

Krypton

Kr

0,0001

Hydrogène

H2

0,00005

Xénon

Xe

0,00008

Oxyde nitreux

N2 O

0,00003

Ozone

O3

0,000004

TABLEAU 2.1. Composition de l’air. Les pourcentages des gaz autres que la vapeur d’eau sont donnés pour l’air sec. Les gaz écrits en rouge absorbent des infrarouges.

très absorbants pour les infrarouges. C’est le cas pour tous les gaz dont la molécule est constituée de trois atomes ou plus, ou pour les gaz à molécule dissymétrique. Ces diverses molécules peuvent être excitées dans des modes de vibration : un photon dont l’énergie est égale à l’énergie d’excitation d’un de ces modes, est absorbé quand il rencontre la molécule qui se met à vibrer selon ce mode. De telles énergies correspondent à des raies situées dans le domaine infrarouge du spectre lumineux. La densité de ces raies est telle que les raies individuelles ne sont souvent pas résolues : à l’échelle des figures, on voit des bandes spectrales d’absorption (figure 2.9). Le spectre de la lumière venant du Soleil s’étend de l’ultraviolet au proche infrarouge. Une part appréciable des courtes longueurs d’onde (UV) est absorbée par l’ozone dans la stratosphère, ce qui protège la biosphère de l’effet délétère des rayonnements ultraviolets. En l’absence de nuages, l’atmosphère est transparente pour la plus grande partie du reste du spectre solaire (figure 2.9). Le rayonnement thermique émis par la Terre se situe à de plus grandes longueurs d’onde. Mis à part pour une fenêtre bien visible sur cette figure, et qui est utilisée pour les observations spatiales de la Terre – par exemple par les

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F IGURE 2.9. En haut : en rouge, spectre d’émission du corps noir pour la température de surface du soleil, et spectre atteignant la surface terrestre après traversée de l’atmosphère. En violet, bleu et noir, spectres d’émission du corps noir à 30, 260 et 210 K ; la température moyenne au sol est de 288 K ; la température d’équilibre radiatif de la planète est de 255 K. Le spectre en bleu représente la fraction du spectre émis par la Terre qui ressort dans l’espace ; noter la bande autour de 10 μm, correspondant à la « fenêtre atmosphérique », c’est-à-dire la bande de longueurs d’onde où l’atmosphère est peu absorbante. Les gaz à effet de serre ont chacun leur spectre d’absorption. Pour obtenir la transmission globale de l’atmosphère, il faut tenir compte de ce que laisse passer chacun de ces gaz, mais aussi de la diffusion de la lumière par les molécules de l’atmosphère, appelée diffusion de Rayleigh, dont l’amplitude décroît rapidement avec la longueur d’onde, comme on le voit sur la courbe du bas.

instruments embarqués sur les satellites météorologiques –, l’atmosphère absorbe la plus grande partie du rayonnement. La figure montre que, pour une part notable du spectre de rayonnement émis par la Terre, l’atmosphère est complètement opaque. Quels sont alors les processus en jeu ? Aux longueurs d’onde correspondant à des raies d’absorption, le rayonnement infrarouge est complètement absorbé par l’atmosphère qu’il va chauffer ;

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

l’absorption est dite « saturée ». Comme on le voit sur la figure 2.9, l’absorption est totale sur une large fraction du spectre d’émission infrarouge. La surface du globe transmet aussi de la chaleur à l’atmosphère sous forme de chaleur sensible, et surtout de chaleur latente, émise principalement au-dessus des océans (figure 2.10). L’atmosphère étant absorbante de rayonnement, elle est aussi émettrice. Elle émet donc du rayonnement infrarouge et elle le fait dans toutes les directions, la moitié allant vers la surface du globe et la moitié se dirigeant vers l’espace. Tant que la quantité de gaz à effet de serre au-dessus du point d’émission est suffisamment importante, tout le rayonnement ascendant émis au sein de l’atmosphère est à son tour absorbé. Ne sortira de l’atmosphère que le rayonnement émis à une altitude telle qu’il ne rencontre plus une quantité suffisante de gaz à effet de serre pour être absorbé. Pour une concentration donnée de gaz à effet de serre, on peut définir une altitude effective d’émission, qui est celle à laquelle sera émis, en moyenne, le rayonnement qui partira vers l’espace. Cette altitude effective va croître avec la concentration en gaz absorbants. Il faut garder en tête que, alors que les gaz comme le CO2 ou le CH4 sont bien mélangés, la vapeur d’eau se trouve majoritairement à basse altitude. Ce sont donc essentiellement ces gaz bien mélangés qui vont déterminer l’altitude effective d’émission. L’intensité du rayonnement émis va être conditionnée par le profil vertical de température de l’atmosphère. On a vu au chapitre 1 (section 1.2.1) que la température de l’atmosphère décroît avec l’altitude. Le flux d’énergie émis variant, selon la loi de Stefan-Boltzmann, comme la puissance 4 de la température absolue, l’intensité du rayonnement émis décroît sensiblement avec l’altitude d’émission. La surface émet beaucoup plus de rayonnement infrarouge qu’il n’en sort finalement des couches supérieures de l’atmosphère vers l’espace. Sur la figure 2.10, est explicité le bilan des échanges d’énergie. Par l’ozone qui se situe essentiellement dans la stratosphère, par les nuages et par les aérosols, l’atmosphère absorbe 23 % du flux d’énergie incident. La surface absorbe 47 % de ce flux. C’est donc 30 % de la puissance reçue qui repart directement vers l’espace. La surface évacue une partie appréciable de son énergie dans l’atmosphère sous forme de chaleur sensible et surtout de chaleur latente ; ce transfert direct à l’atmosphère se monte à plus de 60 % de l’énergie solaire absorbée. Compte tenu de sa température, la surface émet sous forme d’infrarouges beaucoup plus que le reliquat de l’énergie solaire absorbée ; la différence vient de la chaleur restituée à la surface par l’atmosphère sous forme d’infrarouges à cause de l’effet de serre. La quantité nette d’énergie échangée sous forme d’infrarouges montre que c’est globalement surtout par la chaleur latente que la surface chauffe l’atmosphère, chaleur latente qui provient très majoritairement de l’évaporation sur les océans.

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F IGURE 2.10. La chaleur provenant du Soleil doit repartir vers l’espace. La surface se refroidit en communiquant de sa chaleur à l’atmosphère sous forme de chaleur sensible et de chaleur latente, et en émettant un rayonnement infrarouge « thermique ». Ce rayonnement est très largement absorbé par les gaz à effet de serre de l’atmosphère (GES). L’émission par ces gaz, d’autant moins intense qu’ils se trouvent à plus haute altitude et donc à plus basse température, part par moitié vers l’espace et par moitié vers la surface. Ne ressortent que les rayonnements émis à une altitude telle qu’ils ne rencontrent plus assez de GES pour être absorbés. L’équilibre entre ce qui entre dans l’atmosphère et ce qui en ressort conditionne la température de la surface, plus élevée du fait de la présence des GES. Noter que si l’on fait le bilan, l’essentiel de la chaleur fournie par la surface à l’atmosphère l’est sous forme de chaleur latente.

Comment la situation évolue-t-elle quand la concentration de gaz absorbant varie ? La figure 2.11 explicite le processus. Prenons le cas du CO2 qui est bien mélangé dans l’atmosphère ; la concentration de CO2 croît, dans la même proportion, sur toute la hauteur de la troposphère. L’altitude effective varie de façon à ce que la quantité intégrée de CO2 au-dessus de cette altitude d’émission reste constante. L’équilibre radiatif implique que le flux d’énergie émis reste le même, ce qui veut dire que la température de la nouvelle zone émettrice, à plus haute altitude, doit être la même que celle de l’ancienne zone émettrice. Ceci n’affecte pas les conditions de stabilité verticale de l’atmosphère, le gradient thermique vertical est conservé. Il en résulte que c’est la température de toute la colonne atmosphérique concernée y compris au voisinage de la surface, qui augmente

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

F IGURE 2.11. Partons du cas où le climat est à l’équilibre (figure de gauche). Le rayonnement qui sort de l’atmosphère est émis à l’altitude Ze à une température T(Ze). Ajoutons du gaz à effet de serre (GES). La quantité de GES au-dessus de Ze est alors trop forte pour que le rayonnement puisse sortir. Le rayonnement sortant est émis à Z’e. Du fait du gradient thermique vertical de l’atmosphère, la température T(Z’e) est plus faible que T(Ze) et par conséquent le flux d’énergie émis est plus faible. Il y a déséquilibre entre le rayonnement entrant et le rayonnement sortant, on parle de forçage. On a donc accumulation de chaleur, et du fait du gradient thermique qui n’est pas affecté par la variation minime de la composition de l’atmosphère, toute la colonne atmosphérique se réchauffe pour rétablir l’équilibre.

avec la concentration des gaz à effet de serre, ou qui est abaissée quand cette concentration diminue. Nous avons vu ci-dessus l’importance de ce qu’on appelle l’absorption saturée : le fait que l’atmosphère, absorbante, ait un gradient vertical de température, implique que la chaleur se concentre dans les basses couches de l’atmosphère. Quand la concentration est assez basse pour que l’absorption soit loin d’être saturée, l’adjonction de gaz absorbant fait, selon les lois de Kirchhoff, que la température décroît, ce qui est le cas dans la stratosphère. Si l’augmentation de la concentration du CO2 fait croître la température de surface, celle dans laquelle nous vivons, elle n’affecte pas la quantité de rayonnement sortant vers l’espace, l’équilibre radiatif planétaire doit être conservé. On a donc un véritable piégeage de chaleur dans la basse atmosphère. Du fait de la diminution de la pression avec l’altitude, il découle de ce raisonnement que la température va varier comme le logarithme de la concentration de CO2 . Pour quantifier le phénomène, on fait appel aux lois physiques bien établies sur la spectroscopie des molécules et leurs interactions avec le rayonnement. LE CLIMAT

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Encadré 2.2. Effet de serre et serre du jardinier.

La serre est un volume fermé qui reçoit son énergie du Soleil à travers une vitre transparente comme la surface de la Terre reçoit son énergie du Soleil à travers une atmosphère transparente. Dans les deux cas, le sol émet un rayonnement infrarouge. Là où les différences se manifestent, c’est dans le mode de piégeage de la chaleur : si c’est bien l’absorption des infrarouges par l’atmosphère qui chauffe la Terre, le phénomène responsable du chauffage de la serre est essentiellement le blocage de la convection par la vitre-toit, qui empêche l’air chaud de sortir. L’absorption des infrarouges par le verre, bien réelle, n’apporte qu’un appoint de chaleur mineur. Une autre différence : la serre est fermée par une paroi mince, la vitre de son toit. Comme nous venons de le voir, l’atmosphère ne saurait être assimilée à une couche mince pour l’effet de serre ; c’est bien parce qu’elle est épaisse que l’amplitude de l’effet de serre peut varier avec la concentration en gaz absorbant alors que l’absorption est quasi totale pour la partie du rayonnement émis par la surface dont la longueur d’onde se situe dans les bandes d’absorption des gaz impliqués. Le nom d’effet de serre est donc un choix un peu malheureux, qui conduit à beaucoup d’incompréhension ou d’erreurs de raisonnement. Il n’est en fait pas possible de construire une « maquette » de l’effet de serre, en particulier parce que cet effet met en jeu le gradient vertical de température de l’atmosphère.

F IGURE 2.12. Les contributions des différents gaz et des nuages à l’effet de serre naturel (préindustriel), estimées grâce au calcul du transfert du rayonnement à travers l’atmosphère. La vapeur d’eau est la principale responsable de l’effet de serre naturel. Le rôle des nuages est loin d’être négligeable.

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

Grâce aux ordinateurs, on effectue un calcul exact du transfert radiatif à travers l’atmosphère, calcul qui prend en compte toutes les raies d’absorption des molécules en jeu. C’est par ce calcul qu’on a pu quantifier la part respective des différents gaz dans l’effet de serre naturel porté sur la figure 2.12. Sur cette même figure, on a aussi porté la contribution approximative des nuages variable selon la nébulosité et les types de nuages présents (voir plus bas).

2.4

Les nuages

Nous avons vu, dans la section 2.1, que le cycle de l’eau joue un rôle clé pour le climat, en passant par l’état nuage, sous forme de gouttelettes d’eau ou de cristaux de glace. Les nuages agissent de manière complexe dans le transfert de rayonnement à travers l’atmosphère. Leurs particules diffusent ou éventuellement absorbent les photons ; nous verrons au chapitre suivant qu’il en va de même pour les particules en suspension (poussières. . . ) appelées aérosols. Ainsi, les nuages réfléchissent ou absorbent une partie du rayonnement qu’ils reçoivent. Réfléchissant le rayonnement solaire incident, ils diminuent le flux qui atteint la surface, c’est leur effet de parasol. Mais renvoyant vers la surface une partie du rayonnement qu’elle émet, et absorbant une fraction de ce rayonnement, ils participent à l’effet de serre (voir figure 2.10). De ce fait, les nuages jouent un rôle important dans le bilan radiatif. Chacun a pu constater que pendant les nuits où le ciel est couvert, la température reste plus douce que pendant les nuits sans nuages, bel exemple de leur effet de serre. Selon leur altitude, leur épaisseur, selon qu’ils sont formés de gouttelettes ou de cristaux, selon la taille de ces composants, ou selon l’orientation des cristaux, les nuages vont avoir essentiellement un effet réfléchissant (effet parasol) ou au contraire ils vont participer à l’effet de serre. Les mesures du rayonnement effectuées par satellites ont montré que les nuages bas, relativement épais, ont essentiellement un effet parasol qui l’emporte largement sur leur effet de serre. À haute altitude, les cirrus, nuages fin de glace, sont assez transparents pour le rayonnement solaire (le profane ne remarque souvent pas leur présence) mais absorbent les infrarouges et agissent donc essentiellement par effet de serre. Actuellement, l’effet parasol est prépondérant. Les nuages, qui contribuent pour 50 % à l’albédo terrestre, ont ainsi globalement un rôle refroidissant (environ 20 W/m2 ). Mais leur effet net est variable d’une année sur l’autre, et est en particulier modulé par l’oscillation australe (ENSO). Les cumulonimbus, nuages de grande extension verticale, ont un rôle mixte. Très épais, ils ont un fort effet parasol, mais aussi un fort effet de serre. Si les deux effets se compensent quasiment au sommet de l’atmosphère, l’effet LE CLIMAT

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refroidissant est très marqué à la surface alors que l’intérieur du nuage aux altitudes moyennes est nettement réchauffé. Les nuages ont actuellement tendance à renforcer le réchauffement (figure 2.13). L’évolution de la couverture nuageuse avec le réchauffement climatique, et leur effet de serre/parasol va jouer un rôle important sur l’ampleur du réchauffement à venir. C’est encore l’une des sources d’incertitude les plus importantes. La connaissance des couvertures nuageuses a fait au cours des dernières années un progrès considérable grâce à l’utilisation des lidars. Les lidars, analogues des radars mais à des plus courtes longueurs d’onde (ultraviolet, visible et infrarouge), permettent une observation en trois dimensions de la couverture nuageuse. Ils permettent une meilleure description que les observations classiques de la figure 2.14 qui ne donnent qu’une vue en deux dimensions et ne permettent pas de résoudre les structures à plusieurs couches de nuages.

F IGURE 2.13. La réaction des nuages tend à accroître le réchauffement que produit l’effet de serre.

Les nuages sont l’occasion de montrer l’énorme variété d’échelles des phénomènes régissant le climat. La figure 2.14 nous montre la Terre vue par Météosat. On remarquera une grande variété de structures nuageuses, les plus grandes, cohérentes, ont des dimensions de plusieurs milliers de kilomètres. Mais les nuages individuels sont beaucoup plus petits, du mètre au kilomètre. Le diamètre des gouttes de pluies qui tombent des nuages est de l’ordre du millimètre. Les gouttelettes qui se sont formées par condensation font environ 10 μm. La condensation pour se former nécessite la présence d’infimes particules, les noyaux de condensation dont la taille est typiquement de 100 nm.

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

F IGURE 2.14. La Terre vue par satellite météorologique (Météosat, 19 février 2002). Noter la variété des structures nuageuses dont certaines font plusieurs milliers de km.

Entre les grandes structures de nuages et les noyaux de condensation sur lesquels se forment les nuages, on a donc 13 ordres de grandeur. 2.5

Les aérosols

Les aérosols sont des particules en suspension dans l’air. Ces particules peuvent provenir de l’érosion des sols nus par le vent, telles que les poussières arrachées au Sahara, et que les vents peuvent apporter à nos latitudes et jusqu’en Norvège, vers le nord, ou par-dessus l’Atlantique jusqu’en Amazonie vers l’ouest. Les éruptions volcaniques émettent des particules et des composés soufrés qui peuvent, lors des éruptions les plus violentes, être injectés dans la stratosphère. Les feux de forêt ou de brousse émettent des suies. La mer contribue aussi beaucoup aux aérosols, d’une part par les embruns qui vont donner des aérosols de sel de mer, et d’autre part par un composé soufré, le sulfure de diméthyle, émis par le plancton, et qui va s’oxyder en particules de sulfates. Et bien évidemment, les activités humaines produisent des aérosols ; les fumées en sont l’exemple le plus évident, qu’elles soient produites par les activités industrielles ou par le brûlage de surfaces destinées à l’agriculture ou au pâturage. Quelquesunes de ces sources peuvent être identifiées sur la figure 2.15 qui montre une carte de la répartition mondiale des aérosols en automne. Quelle qu’en soit la source, les aérosols sont émis de façon sporadique. Transportés par les vents, ils sont évacués de l’atmosphère par sédimentation ou par

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F IGURE 2.15. Des mesures par satellite permettent d’identifier des aérosols au-dessus de toute la surface du globe grâce à leurs propriétés optiques. Sur cette carte d’épaisseurs optiques obtenue à partir des mesures de l’instrument Parasol, on peut particulièrement remarquer les fortes concentrations d’aérosols dues aux activités industrielles au-dessus de la Chine et du nord de l’Inde, et les fortes concentrations dues aux feux de forêt ou de brousse au-dessus de l’Afrique, de l’Amazonie et de l’Indonésie.

lessivage par les précipitations. Le temps de résidence moyen des aérosols dans la troposphère atteint la semaine. En revanche, les aérosols produits par le volcanisme explosif et qui atteignent la stratosphère s’y mélangent lentement par bandes de latitude et y séjournent plusieurs années. 2.5.1

Effet direct des aérosols

Les aérosols, formés de particules, vont, comme les nuages, diffuser les rayons lumineux. Il s’agit ici de la diffusion de Mie (voir encadré 2.3, « Diffusion de Rayleigh et diffusion de Mie »). Les aérosols vont donc jouer le rôle de parasols. Cela est particulièrement net lors des grandes éruptions volcaniques : le soufre injecté dans la stratosphère s’y oxyde en sulfates qui forment un écran au rayonnement solaire incident provoquant une baisse de température notable pendant une à plusieurs années. Ainsi, l’éruption du Tambora en Indonésie, en 1815, a éjecté 150 km3 de matière jusqu’à 33 km d’altitude. Le refroidissement qui a suivi l’éruption de 1815 a été tel que l’année 1816 a été appelée « année

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

sans été ». Des températures ont été si anormalement basses qu’elles ont causé l’anéantissement des récoltes en Europe septentrionale, dans l’est du Canada et dans le nord-est des États-Unis. Plus récemment, l’éruption du Pinatubo a causé une baisse des températures sur tout le globe, proche de 0,3 ◦ C pendant 2 ans (figure 2.16) et un réchauffement de la basse stratosphère.

F IGURE 2.16. Évolution de la moyenne annuelle de la température globale mesurée à la surface de la Terre depuis 1880 et principales éruptions volcaniques. Si les minima ne sont pas toujours précédés d’une éruption majeure, il est en revanche remarquable que chaque éruption ait été suivie pendant quelques années par une température inférieure aux années précédant l’éruption. Le zéro de l’échelle des températures correspond à la moyenne de 15 ◦ C.

Les aérosols ne réfléchissent pas seulement le rayonnement solaire. Ils diffusent aussi le rayonnement dans tout le spectre (diffusion de Mie) et donc dans l’infrarouge thermique. En outre, selon leur composition, ils peuvent aussi l’absorber (c’est le cas des suies émises par les feux domestiques ou de forêts et par les moteurs diesel). Ils participent donc à l’effet de serre. Selon les cas, en fonction de l’albédo de la surface sous l’aérosol, de l’épaisseur optique de l’aérosol et de son altitude, son effet sur le bilan radiatif pourra aller dans un sens ou un autre. Encadré 2.3. Diffusion de Rayleigh et diffusion de Mie.

Les photons sont diffusés par les particules. Considérons des particules dont la taille est beaucoup plus petite que la longueur d’onde du rayonnement incident ; c’est le cas des molécules de l’atmosphère ainsi que de particules très fines. Les rayons lumineux sont diffusés par ces particules, et l’intensité de la diffusion est inversement proportionnelle à la puissance 4 de la longueur d’onde. C’est la diffusion de Rayleigh, responsable de la couleur bleu du ciel diurne, et de la couleur rouge orangé du soleil quand il est proche de l’horizon. Quand les dimensions des particules sont nettement plus grosses que la longueur d’onde du rayonnement comme c’est le cas pour pratiquement tous les aérosols ainsi que pour les gouttelettes d’eau, les brouillards ou les cristaux de glace, on a la diffusion de Mie, beaucoup moins sélective en longueur d’onde. C’est elle qui est responsable des effets de flou de la brume.

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Les aérosols absorbants provoquent un réchauffement de l’atmosphère là où ils se trouvent, avec pour conséquence une altération locale de la stabilité verticale de l’atmosphère.

2.5.2

Effet indirect des aérosols

Les aérosols n’exercent pas uniquement un effet direct sur le bilan radiatif. Ils le modifient aussi de façon indirecte via les nuages. La vapeur d’eau ne se condense pas en atmosphère parfaitement propre. La condensation se produit autour d’infimes particules, que, de ce fait, on désigne sous le nom de noyaux de condensation. Ce sont les particules des aérosols. Le nombre de gouttelettes formées à partir d’une quantité de vapeur d’eau donnée dépend de la concentration des noyaux de condensation. Plus ces noyaux sont abondants, plus il y aura de gouttelettes et plus elles seront petites. Or la taille des gouttelettes et leur nombre influent sur l’albédo du nuage et sur son temps de résidence. Plus les gouttelettes sont petites et nombreuses, plus l’albédo est élevé. Les gouttes de pluie se forment par coalescence des gouttelettes. Plus les gouttelettes sont petites et plus le temps nécessaire pour obtenir par coalescence des gouttes assez massives pour tomber sera long. La présence d’un aérosol dense va donc de deux façons accroître l’effet parasol du nuage qu’il contribue à former, par son albédo et par son temps de résidence. C’est ainsi que l’effet réchauffant de nos gaz à effet de serre est réduit par l’effet refroidissant net de nos aérosols de pollution qui peuvent provenir de feux de biomasse ou de fumées industrielles ou de gaz d’échappement, et qui par ailleurs affectent sérieusement la qualité de l’air. Certains auteurs suggèrent que le soleil pourrait, de façon indirecte, apporter une contribution notable à la production de noyaux de condensation. Ce point sera exposé au chapitre 3.1.

2.5.3

Effet global

L’effet global des aérosols sur le bilan radiatif est difficile à quantifier, d’une part parce qu’ils ont une courte durée de séjour dans l’atmosphère et une grande hétérogénéité spatiale, et d’autre part à cause des deux types d’effets, tantôt réchauffants et tantôt refroidissants, qu’ils peuvent avoir. En fait, ils constituent l’un des termes importants des incertitudes sur l’impact de l’homme sur le climat. Malgré des incertitudes bien identifiées, les études montrent clairement qu’au cours du XXe siècle, les aérosols et particulièrement ceux de pollution, très

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

absorbants et aux particules fines, ont contribué de façon significative à limiter le réchauffement global et le réchauffement régional. Nous y reviendrons dans le chapitre 6.

2.6

Rôle de l’océan dans la machine climatique

Nous avons vu au chapitre 1 que l’océan participe de façon importante au transport de chaleur des basses latitudes vers les hautes latitudes. Avec sa circulation profonde, il va transporter des eaux vers le fond de l’océan où elles vont séjourner jusqu’à plusieurs siècles avant de revenir à la surface. La grande capacité calorifique de l’eau et la grande masse de l’océan lui confèrent une inertie thermique notable et un rôle de thermostat. Il joue donc un double rôle de ralentisseur et de retardateur des évolutions du climat, dont il conserve la mémoire, les maintenant dans la durée. La circulation thermohaline fonctionne grâce à la densité élevée des eaux de surface dans le grand Nord. À ces hautes latitudes, les échanges entre l’océan et l’atmosphère sont affectés par la présence ou l’absence de glace de mer (voir chapitre suivant) à l’interface entre les deux fluides. Un réchauffement du climat qui ferait disparaître la glace de mer estivale conduirait à une stratification de l’océan de surface et à une réduction des zones où la formation de glace de mer augmente la densité de l’eau de mer via la création de saumure. Mais si l’altération de la circulation que produit le réchauffement réduit le réchauffement dans le nord, il l’accroît dans l’Austral. L’océan interfère avec les cycles biogéochimiques, mettant en marche d’autres boucles de rétroactions : – nous venons de voir que les nuages se forment grâce aux aérosols. Parmi les aérosols importants du point de vue climatique, il faut noter les aérosols de sulfates d’origine marine. Le plancton émet un composé soufré, le sulfure de diméthyle, qui passe dans l’atmosphère à l’interface merair. Le sulfure de diméthyle est oxydé dans l’air pour donner des sulfates qui s’agrègent en microparticules pour donner des aérosols, noyaux de condensation des nuages ; – il intervient également dans les échanges de CO2 avec l’atmosphère et absorbe actuellement un quart du CO2 émis dans l’atmosphère par les activités humaines. La dissolution du gaz dans l’eau et son relargage, la consommation du CO2 par le phytoplancton pour sa photosynthèse et le

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F IGURE 2.17. Un cyclone tropical.

transport vers le fond ou la remontée vers la surface du CO2 dissout, sont les processus intervenant dans les boucles de rétroactions liant le cycle du carbone à la circulation de l’océan et aux caractéristiques des masses d’eau. Les océans jouent aussi un rôle essentiel dans la formation de phénomènes météorologiques extrêmes, comme les cyclones tropicaux (figure 2.17), appelés également ouragans ou typhons selon les bassins océaniques. Un cyclone tropical se forme à partir d’une tempête tropicale à la limite sud des grandes ondes atmosphériques, au-dessus d’un océan dont la température de surface est d’au moins 27 ◦ C. Les vents de tempête provoquent une forte évaporation d’eau. Il s’ensuit une convection intense avec condensation de l’eau en altitude qui, d’une part, provoque des pluies diluviennes et, d’autre part, alimente le cyclone en énergie par restitution de la chaleur latente. Les vents très violents ont un mouvement tournant dû à la force de Coriolis. Le cyclone va donc se renforcer tout au long de son parcours au-dessus d’un océan suffisamment chaud, et s’affaiblir jusqu’à disparaître au-dessus des continents où, faute d’alimentation en eau, il ne reçoit plus l’énergie qu’il dissipe. Les cyclones requièrent donc une surface d’eau chaude et une latitude pas trop basse pour que la force de Coriolis soit suffisante. Une modification de la température des eaux océaniques de surface est donc susceptible de modifier la zone touchée par les cyclones et leur intensité. Outre les actions spécifiques des océans, ceux-ci jouent aussi un rôle très important dans les interactions couplées océan-atmosphère qui seront exposées dans le chapitre 3.

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

2.7

Interactions cryosphère-climat

On désigne sous le nom de cryosphère tout ce qui, à la surface du globe ou dans le sol, est de l’eau à l’état solide : les calottes de glace polaire, les glaciers continentaux et alpins, la glace de mer, les surfaces enneigées, le sol gelé en permanence ou pergélisol (figure 2.18).

F IGURE 2.18. Les diverses composantes de la cryosphère : neige, glaciers de montagne, glaciers continentaux, plates-formes de glace, iceberg, glace de mer, pergélisol. En bas, les temps caractéristiques d’évolution des diverses composantes.

L’albédo de la glace est très élevé, plus de 80 %. Celui de la neige varie selon son âge entre environ 50 et 90 % ; la neige la plus fraîche étant la plus réfléchissante. Une surface enneigée ou englacée absorbe donc très peu d’énergie solaire. Si la glace ou la neige fondent, elles mettent à nu une surface beaucoup plus absorbante. Une augmentation de température suffisante pour mettre à nu une partie de la surface va donc provoquer une absorption plus forte de rayonnement solaire, ce qui va amplifier le réchauffement de la surface. De façon symétrique, l’accroissement des surfaces englacées ou enneigées consécutif à un refroidissement va amplifier ce refroidissement. La cryosphère a donc un fort

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effet de rétroaction positive sur la température, un effet particulièrement marqué avec la glace de mer avec un albédo de 80 à 90 % comparé à celui de la surface de l’eau qui n’est que de 10 % (figure 2.19).

F IGURE 2.19. La glace de mer réfléchit très fortement la lumière du soleil. Lorsqu’elle disparaît, elle laisse une surface, la surface libre de l’océan qui absorbe 90 % de la lumière solaire incidente, provoquant localement un réchauffement important des eaux de surface, ce qui va avoir des répercussions sur toutes les régions côtières baignées par ces eaux.

La glace de mer ne joue pas seulement un rôle de réflecteur de la lumière solaire. C’est aussi une couche qui bloque les échanges à l’interface océanatmosphère. Elle permet curieusement une activité biologique intense dans les eaux océaniques sous la banquise ; ces eaux sont une source de nourriture considérable pour toute la chaîne alimentaire marine. Nous avons évoqué ci-dessus (chapitre 1, section 1.3) le rôle de la formation de la glace de mer comme l’un des moteurs de la circulation thermohaline, et la rétroaction négative qu’elle provoque en pompant de l’eau plus chaude des moyennes latitudes vers les hautes latitudes froides. Les grandes calottes de glace polaires représentent de loin le plus grand stockage mondial d’eau douce : l’eau de la calotte du Groenland équivaut au volume de 7 m d’épaisseur de l’océan mondial ; celle de l’Antarctique équivaut à 56 m. Ces calottes interviennent sur le climat via leur albédo. L’albédo de la neige décroît avec son vieillissement. Sur l’Antarctique, un réchauffement global devrait entraîner un accroissement des chutes de neige. Une neige plus fraîche ayant un albédo plus élevé, un réchauffement global entraîne une rétroaction négative sur l’Antarctique. Mais une plus grande masse de neige accélère l’écoulement des glaciers vers la mer et contribue à déstabiliser la cryosphère de cette région. La cryosphère peut aussi agir de façon brutale en cas de réchauffement important. En effet, une déstabilisation des calottes glaciaires avec rejet à la mer 54

Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

de quantité d’icebergs ou d’eau de fonte accumulée sous les glaciers, peut alléger l’eau de mer et affecter la circulation thermohaline. Le phénomène est bien connu au cours des dernières glaciations sous le nom d’événements de Heinrich (voir chapitre 7). La glace se trouve aussi dans le sol : le sol est gelé sur une épaisseur pouvant atteindre plusieurs centaines de mètres dans les régions arctiques. Ce pergélisol recèle des quantités importantes de matière organique gelée et d’hydrates de méthane (clathrates). La fonte du pergélisol est susceptible de provoquer un relargage massif de méthane dans l’atmosphère, un gaz à effet de serre très puissant. En cas de fonte du pergélisol, la matière organique gelée qu’il contient va rapidement être soumise à l’action des micro-organismes ; cette vie qui redémarrera entraînera aussi l’émission de grandes quantités de CO2 et de méthane. Encadré 2.4. Les diverses glaces polaires.

La neige tombant sur un continent aux hautes latitudes peut s’y accumuler année après année, quand les précipitations neigeuses excèdent la fonte d’été. Soumise à la pression exercée par la neige au-dessus d’elle, elle va se transformer en glace après un temps plus ou moins long qui dépend de la quantité de neige qui tombe annuellement, alimentant ainsi la calotte de glace. Le bord de la calotte, s’il est sur le continent, est une zone d’ablation par fonte de la glace.

LE CLIMAT

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Soumise aux forces de pression, à la gravité, aux vents, chauffée à sa base par la chaleur venant du sol, elle va se déformer, s’amincir et lentement s’écouler vers la mer. Dans certaines régions, cet écoulement peut être très rapide, donnant naissance à des « fleuves » de glace qui drainent l’intérieur des calottes. Quand elle atteint la mer, elle va commencer à fondre par le bas, ce qui va peu à peu la détacher du socle rocheux et la transformer en une plate-forme, appelée aussi barrière, de glace, formant un bloc continu avec la calotte, et qui peut s’avancer sur la mer jusqu’à des centaines de km de la côte. Poussée vers le large par la glace qui flue du continent, assaillie par la mer, son extrémité va se casser en morceaux, les icebergs, qui peuvent atteindre des milliers de km2 dans l’Antarctique. Ce processus de séparation des icebergs est connu sous le nom de vêlage. La glace de mer a une tout autre origine puisqu’elle se forme par congélation de l’eau de mer sans liaison a priori avec le continent. Elle est déplacée par les courants marins de surface et par le vent. La glace de mer de l’Arctique, qui se forme sur une mer cernée par les continents, n’a que des possibilités réduites de se déplacer. Les tensions vont donc la fracturer en plaques qui vont s’entrechoquer et se chevaucher, contribuant ainsi à augmenter l’épaisseur de la glace, ce qui lui assure une longévité allant jusqu’à plusieurs années, supérieure à celle régnant dans l’Antarctique.

Les glaciers alpins (voir section 2.1, « Le cycle de l’eau ») représentent un stockage important d’eau sur les continents. Ce stockage hivernal et la fonte estivale des glaciers régulent l’hydrographie de leurs bassins versants, en particulier en dehors des régions de mousson.

2.8

Interactions biosphère continentale - climat

La biosphère continentale, ou plus précisément la végétation, est en interaction constante avec le climat. Le climat régional définit le type de végétation qui pousse spontanément dans une région donnée. Le climat d’une région a d’ailleurs longtemps été caractérisé par la végétation de cette région. Mais réciproquement, la végétation agit sur le climat de diverses façons. En ce qui concerne le bilan radiatif, la végétation est plus absorbante que le sol nu. Cet effet est marqué à toutes les latitudes et dépend du type de couvert végétal et de la quantité de feuilles. Aux haute latitudes, il se combine à l’effet de la neige. L’albédo de la surface est notablement diminué quand des arbres, même sans feuilles en hiver, émergent au-dessus de la neige. Ainsi, une extension de la forêt dans les zones boréales augmente leur albédo et provoque un réchauffement local.

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

La végétation joue un rôle important dans le cycle de l’eau, dont elle dépend pour sa croissance, et qu’elle rejette par évapotranspiration. L’évapotranspiration est conditionnée par le type de plante, le feuillage et la profondeur racinaire qui permet de pomper plus ou moins profondément l’eau dans le sol. La pluviosité est fortement conditionnée par l’évapotranspiration de la végétation. La canopée n’est pas une surface lisse. Du fait de sa rugosité, elle interagit avec les vents, ce qui contribue à renforcer l’évapotranspiration. Ainsi, la végétation a contribué à rendre le Sahel plus humide à l’Holocène moyen (7 000-6 000 ans, voir chapitre 7.3.4) – l’Holocène est la période interglaciaire actuelle qui a débuté il y a 11 000 ans – quand les populations locales pratiquaient l’élevage et la pêche ainsi qu’en témoignent les peintures et les gravures rupestres (figure 2.20). La végétation a aussi joué un rôle dans les entrées en glaciations du quaternaire : le climat se refroidissant, la forêt a été remplacée par la toundra, beaucoup plus réfléchissante, particulièrement en présence de neige, ce qui a accentué le refroidissement.

F IGURE 2.20. Peinture rupestre du Tassili montrant l’élevage il y a 6 000 ans lorsque le Sahara était « vert ».

Maillon essentiel du cycle du carbone via la photosynthèse, la biosphère continentale est avec les océans, l’un des deux grands puits naturels de carbone atmosphérique (elle absorbe en effet actuellement un peu plus du quart des émissions anthropiques de CO2 . Elle constitue ainsi un des grands régulateurs de l’effet de serre. Sa croissance est stimulée par un accroissement modéré de la concentration atmosphérique du CO2 et inhibée au-delà d’un seuil dépendant LE CLIMAT

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des plantes ; elle peut aussi être inhibée par une augmentation de température trop importante ou un stress hydrique. Contrairement à ce qu’on pensait il y a quelques années, il s’avère que des forêts aussi anciennes que les forêts tropicales sont toujours en phase de croissance : en l’absence d’intervention humaine, leur stock de matière organique s’accroît et ce sont donc actuellement des puits de CO2 . L’anthropisation des sols, c’est-à-dire le remplacement des écosystèmes naturels par des systèmes liés aux activités humaines, a un impact majeur sur la biosphère, pouvant augmenter ou diminuer ses capacités de puits de carbone et avoir des impacts locaux sur le climat. Deux exemples : – la déforestation agit sur le CO2 en réduisant le puits de carbone dû à la photosynthèse et en entraînant le relargage dans l’atmosphère du carbone contenu dans le sol ; elle joue aussi sur le climat local ou régional par la diminution de l’évapotranspiration qui est source de vapeur d’eau pour l’atmosphère (un exemple en est donné au chapitre 6) ; – une prairie activement utilisée stocke dans son sol une grande quantité de carbone. Le défrichement provoque là aussi le relargage dans l’atmosphère du carbone stocké dans le sol. L’effet de l’anthropisation est complexe car le changement de végétation s’accompagne aussi d’un changement de l’albédo, le pouvoir réflecteur du sol, qui est sensiblement plus faible pour une forêt que pour une terre cultivée. L’agriculture peut avoir un effet secondaire de refroidissement local du fait de l’irrigation qui s’accompagne d’un accroissement de l’évapotranspiration qui rafraîchit la surface.

Interactions du climat avec les continents et la lithosphère 2.9

La lithosphère agit sur le climat à diverses échelles de temps et d’espace. La lithosphère est constituée de la croûte rigide de la Terre, divisée en plaques tectoniques, ainsi que la couche supérieure du manteau qui la supporte. Les continents sont plus rugueux que les océans, leur inertie thermique est plus faible et leur albédo plus élevé. Il en résulte des perturbations mécaniques et thermiques de la circulation atmosphérique générale. Cet effet est plus marqué dans l’hémisphère nord où la proportion de continents est beaucoup plus grande que dans l’hémisphère sud. Le contraste thermique entre les continents et les océans module les systèmes de hautes et basses pressions, affectant la circulation à grande échelle (figure 2.21). Un effet très marqué de ces contrastes

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

F IGURE 2.21. Le contraste thermique entre les continents et les océans génère ce type de grande onde planétaire ou onde de Rossby. Il y a advection d’air froid sur tout le Nord-Est du continent américain, alors que la côte est reçoit de l’air chaud en provenance de l’Atlantique, dirigé vers cette région par l’anticyclone des Bermudes.

thermiques de grande échelle est le phénomène de mousson, qui, sur l’Asie, est fortement amplifié par les reliefs (voir chapitre 1). La lithosphère joue aussi un rôle dans l’évolution du climat à l’échelle géologique (millions d’années) comme nous l’avons à la section 2.1 de ce chapitre, les processus géologiques d’attaque chimique des silicates, de subduction et de volcanisme jouent un rôle important sur le long terme dans la régulation de la teneur le CO2 de l’atmosphère et donc dans l’effet de serre. Mais actuellement, les quantités de CO2 émises annuellement par l’homme sont 100 fois supérieures aux émissions par le volcanisme. La tectonique des plaques joue aussi un rôle dans les évolutions du climat. Les continents sont beaucoup plus réfléchissants que les océans ; le flux solaire variant avec la latitude, l’albédo global varie avec la position des continents. D’autre part, la position des continents délimite les bassins océaniques et impose des conditions aux limites aux circulations dont ils sont le siège. Ainsi, la fermeture de l’isthme de Panama, il y a 5 millions d’années, a profondément modifié la circulation océanique : les eaux poussées vers l’Amérique par les alizés ne pouvaient plus passer du bassin Atlantique au bassin Pacifique.

LE CLIMAT

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Les échanges de matière et les temps caractéristiques des processus climatiques 2.10

La figure 2.22 rassemble les différentes pièces du puzzle précédemment décrites en mettant l’accent sur les échanges de matière et les temps caractéristiques des processus majeurs de la machine climatique. Nous avons vu à la section 2.3 que les échelles d’espace sont extrêmement variables dans les processus en jeu dans les nuages. Les durées typiques des processus se déroulant au sein des diverses composantes de l’environnement sont aussi très variées (figure 2.22).

F IGURE 2.22. Les composantes de l’environnement s’échangent de la matière et de l’énergie, en interaction avec le climat. Les temps caractéristiques des processus climatiques liés aux diverses composantes de l’environnement vont, selon les processus, de la journée au milliard d’années.

Les phénomènes au sein de la troposphère peuvent être brefs, inférieurs à la journée, ou s’étaler sur plusieurs jours à plusieurs mois pour les phénomènes météorologiques ; le mélange inter-hémisphérique se fait en environ une année. Du fait du caractère stratifié de la stratosphère, les phénomènes y sont souvent beaucoup plus longs que dans la troposphère, avec des durées caractéristiques de plusieurs années.

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

La couche de mélange océanique est plus lente à réagir que l’atmosphère. Certains phénomènes de transport peuvent prendre un siècle. La circulation océanique profonde est comme nous l’avons vu un processus long, pouvant atteindre le millénaire. La biosphère terrestre a une durée de vie allant du mois pour les espèces à vie les plus brèves, à quelques centaines d’années pour les arbres, même si certains peuvent dépasser le millénaire. Ce sont les écosystèmes qui impriment leur temps de vie à la biosphère. La biosphère marine, particulièrement le phytoplancton, a une vie généralement brève. Les pergélisols qui renferment une quantité importante de matière organique congelée sont la mémoire à long terme de la biosphère. La glace de mer a un cycle annuel marqué de congélation et fonte, mais une partie de cette glace peut subsister plusieurs années (c’est de moins en moins le cas en Arctique). Les dérives de la glace sont lentes et peuvent durer plusieurs années. Si les glaciers alpins ont des temps d’évolution de l’ordre de la décennie au siècle, la glace des calottes polaires a un temps de vie nettement plus long. L’âge moyen de la glace est de 40 000 ans au Groenland et 100 000 ans en Antarctique, mais avec des variabilités importantes en fonction du relief qui conditionne l’écoulement de la glace. La différence entre le Groenland et l’Antarctique vient du taux d’accumulation de la neige, beaucoup plus important au Groenland : soumise à la pression de toute la colonne au-dessus d’elle, la glace flue quand cette pression est trop forte ; ainsi, l’épaisseur maximale de glace ne dépendant pas du taux d’accumulation, la glace peut être d’autant plus âgée que ce taux est plus faible. Quant à la lithosphère, ses temps d’interaction avec le climat sont ceux de la géologie, le plus souvent extrêmement longs. Un mot pour illustrer cela avec le couplage des calottes de glace à la lithosphère : les socles continentaux du Canada et de la Scandinavie, déchargés des énormes calottes de glace qui les recouvraient il y a 20 000 ans, continuent encore actuellement à s’élever. 2.11

Forçages, rétroactions et sensibilité climatique

Dans la légende de la figure 2.11 nous avons introduit la notion de forçage. Ce terme désigne le déséquilibre qu’une perturbation crée entre l’énergie apportée à la planète Terre et l’énergie qui part vers l’espace. De nombreux phénomènes créent des forçages : variation de l’intensité du rayonnement solaire, variation de la réflectance de la surface, modification du contenu de l’atmosphère (gaz à effet de serre, aérosols, nuages. . . ). LE CLIMAT

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Le forçage se traduit par une augmentation ou une diminution de la température selon qu’il est positif ou négatif. Cette variation de la température entraîne une réponse de l’environnement ; qui peut en retour agir sur le forçage. Si la réponse renforce le forçage, on parle de rétroaction positive ; si elle réduit le forçage, on parle de rétroaction négative. Deux exemples de rétroaction positive :

Un forçage provoque une augmentation de température qui fait fondre une partie de la banquise. L’eau de mer étant beaucoup moins réfléchissante que la glace, la quantité de rayonnement solaire réfléchi vers l’espace décroît, ce qui augmente le forçage.

L’élévation de température permet à l’atmosphère de contenir plus de vapeur d’eau, le principal gaz à effet de serre naturel. Elle entraîne donc un réchauffement.

Un exemple de rétroaction négative : dans l’hypothèse où l’augmentation de la température favorise la formation de nuages bas, comme ces nuages réfléchissent beaucoup la lumière du soleil, on a donc un forçage négatif, qui va à l’encontre du réchauffement. Pour quantifier l’effet de la perturbation initiale, on définit la sensibilité climatique : c’est l’augmentation de température qui résulte de la perturbation en prenant en compte toutes les rétroactions associées.

2.12

Conclusion

Dans ce deuxième chapitre, nous avons vu la complexité du système climatique, dont le fonctionnement est conditionné par tout l’environnement, lui-même modelé par le climat. De nombreuses rétroactions, tantôt positives, tantôt négatives amplifient les modifications climatiques ou au contraire ont un rôle inhibiteur qui tend à stabiliser le climat. L’eau, sous tous ses états physiques, joue un rôle crucial dans la machine climatique : pour le transport de la chaleur, mais aussi de façon primordiale dans le bilan radiatif via son rôle dans l’effet de serre et les propriétés optiques des nuages de réflexion ou de diffusion de la lumière ou l’albédo de la neige.

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Chapitre 2. Les acteurs du climat et leurs interactions

Le carbone atmosphérique, sous forme de CO2 , est régi par un cycle complexe aux composantes lentes et rapides. Les réactions chimiques d’altération des roches tendent à stabiliser le taux atmosphérique du CO2 sur des périodes géologiques, le carbone étant séquestré par le puits océanique. L’effet de serre, indispensable à la vie sur Terre, est causé par des gaz à l’état de trace dans l’atmosphère. Leur action est liée à l’épaisseur de la couche atmosphérique et à son profil de température : il n’y aurait pas d’effet de serre dans une atmosphère isotherme. Les nuages, mais aussi les aérosols, jouent tantôt un rôle de parasol protégeant la surface terrestre d’une partie des rayons du soleil, et tantôt un rôle d’effet de serre empêchant la chaleur de quitter les basses couches de l’atmosphère. Les aérosols agissent non seulement directement sur le rayonnement solaire ou infrarouge. Ils interviennent aussi dans la formation des nuages dont ils modulent les propriétés optiques et le temps de résidence dans l’atmosphère. Le rôle des océans a déjà été largement évoqué dans le premier chapitre. Ce sont la majeure source de vapeur d’eau et une importante source d’aérosols pour la formation des nuages. Ils transportent et stockent la chaleur, peuvent l’enfouir pour des siècles. Ils jouent donc un rôle de régulateur, grâce à leur grande capacité calorifique et un rôle de retardateur des évolutions de la température. Ce sont les sources d’énergie pour les ouragans. Ils conditionnent l’effet de serre par leurs échanges de CO2 avec l’atmosphère et le stockage important de carbone qu’ils permettent et par leur effet mémoire, ils sont responsables des longues durées des réponses du climat à des perturbations. La cryosphère, neige et glace, joue un grand rôle radiatif via son albédo élevé. Elle représente un stockage considérable d’eau douce et joue un rôle d’isolant entre l’atmosphère et la surface qu’elle recouvre. La fonte du pergélisol a des effets importants localement par l’érosion et la dégradation des infrastructures qu’elle entraîne, et a le potentiel de rejeter de grandes quantités de gaz à effet de serre. La biosphère interagit fortement avec le climat, qui en conditionne le développement, mais avec lequel elle interagit par sa rugosité, son albédo, son évapotranspiration, son rôle fondamental de conditionnement de la composition atmosphérique par sa respiration et la photosynthèse. La lithosphère intervient aussi dans le climat, par la position des continents, mais aussi dans la régulation à long terme de la teneur en CO2 de l’atmosphère via l’altération des basaltes en carbonates. Enfin, nous avons noté que le système climatique mettait en jeu à la fois une très large gamme de temps caractéristiques et d’échelles spatiales.

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3 Diversité des climats et variabilité à grande échelle Les conditions météorologiques varient d’un jour à l’autre, d’une saison à l’autre, d’une année à l’autre, et évidemment d’une zone géographique à une autre. Dans ce troisième chapitre, après avoir présenté le rôle du soleil, nous allons étudier cette variabilité. Plus particulièrement, nous verrons comment les couplages entre l’océan et l’atmosphère sont la cause de grandes oscillations climatiques dont l’effet, localement très marqué, influence le climat de toute la planète. 3.1

La diversité des climats

Pour aborder la diversité du climat, nous commençons par présenter l’action du soleil dont on a précisé, dès le début du livre, que c’est lui qui fournit toute l’énergie nécessaire au fonctionnement de la machine climatique. 3.1.1

Le rôle du soleil

Le soleil nous fournit en moyenne 340 W/m2 d’énergie incidente nette au sommet de l’atmosphère Par comparaison, le flux d’énergie géothermique y est en moyenne de 80 mW/m2 , 4 000 fois plus faible et donc complètement négligeable par rapport au flux solaire. Le climat dépend donc au premier chef du flux d’énergie provenant du soleil. L’étude des grandes périodes climatiques de l’histoire géologique de notre globe nous apprend que le soleil a toujours joué un rôle crucial dans les grandes évolutions de climat, l’autre facteur crucial étant

la modulation de l’effet de serre. Il en va de même pour les autres planètes du système solaire : le climat est conditionné par l’équilibre radiatif. Le soleil peut agir de façon directe et de façon indirecte. Action directe du soleil

Le soleil agit de façon directe par le flux de chaleur reçu par la Terre. Ce flux de chaleur a une répartition géographique et saisonnière qui est à l’origine des divers climats à la surface du globe. L’inclinaison de l’axe de rotation de la Terre sur le plan de l’écliptique entraîne une variation cyclique du flux solaire à latitude donnée, au cours de l’année, qui est la cause des saisons. La répartition saisonnière et en latitude de l’ensoleillement à la surface du globe est illustrée (figure 3.1).

F IGURE 3.1. Répartition en fonction du mois et de la latitude, de l’ensoleillement moyen à la surface du globe.

Outre ces variations récurrentes à l’échelle de l’année, l’énergie reçue du soleil a aussi des variations lentes. L’activité du soleil présente un cycle de 11 ans environ, dont une des manifestations est une variation du nombre de taches solaires. Les fluctuations de l’activité au cours de ce cycle apportent une petite modulation au climat. L’activité du soleil se manifeste aussi par des fluctuations beaucoup plus lentes, des minima d’activité s’accompagnant de minima du nombre de taches solaires. Noter que l’activité solaire n’est pas directement corrélée au nombre de taches solaires (figure 3.2). Nous verrons que les minima d’activité solaire (minimum de Maunder. . . ) ont partiellement contribué à la variabilité du climat au cours des derniers millénaires. Enfin à l’échelle des dizaines de millénaires, les glaciations sont liées aux variations de l’insolation du

66

Chapitre 3. Diversité des climats et variabilité à grande échelle

F IGURE 3.2. Flux d’énergie solaire arrivant sur Terre (TSI) comparé au nombre de taches solaires (SSN). Si les 2 courbes ont des variations similaires à court terme, les tendances à long terme sont différentes. Noter que la variation hors tout à l’intérieur d’un cycle de 11 ans produit un forçage de 0,2 W/m2 .

fait des variations lentes des paramètres de l’orbite terrestre. Ces grandes variations climatiques passées sont abordées au chapitre 7. Action indirecte du soleil

Les interactions de l’ozone et du rayonnement UV au sein de la stratosphère chauffent celle-ci, avec des répercussions dans la troposphère sous-jacente, et une influence sur le régime des vents, au moins dans la région antarctique du fait du trou d’ozone. Les rayons cosmiques, essentiellement des protons, émis par le soleil, sont des particules chargées et donc interagissent avec la magnétosphère et l’ionosphère. S’il n’est pas exclu que ces interactions se répercutent dans la troposphère, il n’existe pas à ce jour d’observation probante d’un tel effet. Le vent solaire repousse les rayons cosmiques extragalactiques dont il module l’arrivée sur Terre. Il a été suggéré que ces rayons favoriseraient la formation de noyaux de condensation des nuages et auraient donc un effet marquant sur le climat. Une expérience effectuée sur plusieurs années au CERN pour mettre ce phénomène en évidence ne confirme pas la validité de cette hypothèse : diverses compositions de gaz traces dans l’atmosphère ont été testées. Certaines compositions permettent au moins localement une production suffisante de noyaux de condensation, mais la contribution du rayonnement y est faible voire nulle selon les réactions envisagées. L’action locale du trou d’ozone de l’Antarctique sur la circulation atmosphérique régionale est donc à ce jour la seule action indirecte du soleil qui ait été mise en évidence sur le climat, et seulement à l’échelle régionale.

LE CLIMAT

67

3.1.2

La diversité géographique des climats

Un climat, défini par sa palette de conditions météorologiques et la répartition moyenne de ces conditions au cours de l’année, peut aussi être caractérisé par la végétation qu’il fait prospérer.

F IGURE 3.3. Une carte des climats la surface du globe, établie en fonction de la végétation de chaque région.

F IGURE 3.4. Même sur une simple région comme la Bretagne, Météo France identifie 6 types de climats bien différenciés.

68

Chapitre 3. Diversité des climats et variabilité à grande échelle

Sur Terre règnent de nombreux climats différents. La figure 3.3 montre les grandes zones climatiques à la surface du globe, délimitées en fonction de la végétation caractéristique de chacune d’entre elles. Si la structure en bandes de latitudes est flagrante sur cette carte, on notera également une forte dépendance à la présence des reliefs montagneux et une dépendance à la plus ou moins grande proximité des océans dans la direction des vents dominants particulièrement marquée aux moyennes latitudes. La grande variété des climats est juste esquissée sur cette carte. Ainsi, dans un zoom sur une région comme la Bretagne, Météo France définit six climats différents (figure 3.4). Pour caractériser les conditions climatiques et leur évolution, il faut donc un réseau très fin d’observations. 3.1.3

La variabilité météorologique

Le climat présente une grande variabilité spatiale, mais aussi une grande variabilité temporelle à diverses échelles de temps. C’est un fait d’observation quotidienne dans nos régions tempérées où le temps est très changeant d’un jour à l’autre. Ceci est parfaitement illustré par la distribution de trois paramètres météorologiques au cours du mois d’août 2007 représentée sur la figure 3.5. Noter que les écarts de température d’un jour à l’autre peuvent être nettement supérieurs à la différence entre par exemple la température moyenne d’un climat au paroxysme glaciaire comme il y a 21 000 ans et la température moyenne actuelle, différence qui n’était que de 5 ◦ C (chapitre 7). En allant vers des échelles de temps plus grandes, on observe évidemment les variations saisonnières, liées à la latitude et causées par l’inclinaison de l’axe de rotation de la Terre sur le plan de l’écliptique. Ces variations saisonnières sont quasiment invisibles sur la température moyenne à la surface de la Terre. Les deux hémispères étant dans des saisons différentes, les effets s’annulent et la variation saisonnière de la température globale est faible. La moyenne globale est ainsi principalement représentative des fluctuations d’une année sur l’autre. C’est ce que l’on peut remarquer sur la figure 3.6.

Les modes de variabilité : oscillations océan-atmosphère 3.2

Il existe un certain nombre de grands couplages océan-atmosphère qui se traduisent par des phénomènes climatiques majeurs. Le plus connu est l’oscillation australe El Niño (El Niño Southern Oscillation ou ENSO). Nous allons évoquer ici plusieurs de ces modes de variabilité.

LE CLIMAT

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F IGURE 3.5. Ce jeu de données météorologiques mesurées à Strasbourg en août 2007 illustre parfaitement la grande variabilité des conditions météorologiques d’un jour à l’autre.

F IGURE 3.6. Température moyenne globale à la surface du globe. La courbe noire est la moyenne sur les stations météorologiques, toutes situées à terre. La courbe en rouge tient compte des continents et des océans. On note une forte variabilité, même de mois à mois et une grande disparité entre les années. N.B. On appelle anomalie l’écart par rapport à une période de référence (ici la moyenne sur 1951-1980). Ce qui nous intéresse n’est pas la valeur absolue de cet écart à la référence, mais son évolution au cours du temps (chapitre 5).

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Chapitre 3. Diversité des climats et variabilité à grande échelle

3.2.1

El Niño – La Niña

Ce phénomène intéresse tout le Pacifique équatorial du Pérou à l’Indonésie et nous est connu depuis l’arrivée des conquistadors au Pérou. On en retrouve les traces sur plusieurs millénaires dans les archives climatiques naturelles comme les coraux des îles du Pacifique. En situation normale (figure 3.7a), sous l’influence des hautes pressions régnant sur le Pacifique oriental et des basses pressions régnant sur le Pacifique occidental, à l’équateur, les alizés soufflant d’est en ouest provoquent une forte évaporation sur l’océan. Cela se traduit par une forte activité convective dans l’atmosphère, accompagnée de précipitations soutenues sur le Pacifique oriental, dans la zone de convergence intertropicale (voir la cellule de Hadley chapitre 1, section 1.2.4). Le vent poussant l’eau à l’interface air-mer, la c)

a)

b)

F IGURE 3.7. Selon que l’on est dans les conditions normales (a), dans un état El Niño avec alizés affaiblis (b) ou dans un état La Niña avec alizés renforcés (c), on observe des différences importantes dans la position de la zone fortement convective et pluvieuse, dans la pente de la thermocline (séparation entre la couche océanique de surface brassée, et l’eau plus profonde, stratifiée), et dans la répartition des températures à la surface de l’océan. La boucle de convection de Walker résulte du couplage entre les masses d’eau équatoriales et les alizés qui sont renforcés par l’évaporation intense de l’eau chaude à l’ouest du bassin.

LE CLIMAT

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surface gonfle à l’ouest du bassin et se creuse à l’est, provoquant un basculement de la thermocline, plus profonde à l’ouest et proche de la surface à l’est. Le courant marin entraîné par les alizés diverge de part et d’autre de l’équateur sous l’effet de la rotation de la Terre, provoquant une remontée d’eau froide. Une telle remontée d’eau profonde (upwelling) se produit aussi le long des côtes du Pérou. Cette remontée d’eaux profondes froides, riches en nutriments, favorise une prolifération de vie aquatique pour le bonheur des pêcheurs péruviens. Le contraste de température des eaux de surface que les alizés provoquent entre les deux bords du bassin entretient le contraste des pressions qui contrôle le fonctionnement des alizés. Tous les 3 à 7 ans, l’état du système change. Les alizés s’affaiblissent, allant parfois jusqu’à s’arrêter. L’eau chaude reflue vers l’est, la thermocline bascule, remontant à l’ouest et s’enfonçant à l’est. Les remontées d’eau profonde cessent. La zone de convection se déplace vers l’est et les précipitations intenses peuvent atteindre le Pérou tandis que l’Indonésie est frappée d’une grande sécheresse. Toutes les eaux de surface du Pacifique équatorial sont chaudes (figure 3.7b). Le phénomène met plusieurs mois à s’installer et dure plus d’une année avec son paroxysme vers Noël, d’où son nom d’El Niño, l’enfant (sous-entendu Jésus). Un événement El Niño peut déborder largement la bande intertropicale et affecter de vastes régions incluant l’océan Indien et allant jusqu’au bord ouest de l’Atlantique. Cet état chaud du système se traduit par une température moyenne du globe plus élevée, des perturbations de la circulation atmosphérique et de la température océanique avec des impacts (précipitations, sécheresses, incendies, rendements agricoles. . . ) sur une grande partie du globe. Pour de telles actions à distance, les spécialistes parlent de télé-connexions. Il arrive aussi que le phénomène s’inverse, particulièrement après la fin d’un événement El Niño. Les alizés deviennent encore plus forts qu’à l’ordinaire, la zone chaude du Pacifique équatorial de surface s’amenuise considérablement. C’est un événement La Niña, qui entraîne un refroidissement de la température globale moyenne, particulièrement net lors des épisodes de ce début de XXI e siècle (figure 3.7c ; voir aussi figure 5.13). Ces phénomènes s’atténuent et disparaissent ensuite sous l’action des ondes océaniques. Par leur action sur la température de surface des eaux océaniques équatoriales, les événements El Niño et La Niña peuvent aussi affecter les moussons. Pour caractériser l’état climatique, on définit un indice El Niño. On a longtemps utilisé l’anomalie de différence de pression entre Tahiti au milieu du Pacifique, et Darwin en Australie, significativement négative pour un El Niño et positive pour une La Niña. Il est aussi possible de caractériser l’état par l’anomalie de température de surface de la mer au large du Pérou, qui est un des

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Chapitre 3. Diversité des climats et variabilité à grande échelle

premiers signes du début d’un événement El Niño. La figure 3.8 montre la variation d’un indice multivariable obtenu à partir de mesures sur le Pacifique à la surface de la mer : cet indice fait appel aux pressions barométriques, aux composantes horizontales du vent, aux températures de l’air et de l’eau et à la couverture nuageuse.

F IGURE 3.8. Indice El Niño multivariable obtenu à partir de diverses mesures effectuées sur le Pacifique à la surface de la mer : pression, composantes horizontales du vent, température de l’air et de l’eau, couverture nuageuse. Les valeurs positives en rouge correspondent aux configurations chaudes, les valeurs négatives en bleu aux configurations froides. À l’état normal, l’indice reste assez proche de zéro.

Notons également que les dernières années ont vu la recrudescence d’événements El Niño ayant leur maximum de réchauffement localisé dans la partie centrale du Pacifique équatorial et non dans la partie est comme précédemment. La relation éventuelle entre ces événements et le réchauffement climatique en cours fait l’objet de nombreuses discussions. La localisation de cette anomalie chaude a en effet un impact sur les téléconnexions atmosphériques mises en jeu lors des événements El Niño et donc sur les régions dont les régimes hydriques sont les plus affectées par ces événements sur les pourtours du Pacifique et audelà. Des oscillations équatoriales similaires mais de plus faible amplitude existent aussi dans l’océan Indien et dans l’océan Atlantique. 3.2.2

L’oscillation nord-atlantique (NAO, North Atlantic Oscillation)

Le système des hautes et basses pressions sur l’Atlantique dans l’hémisphère nord peut prendre en hiver quatre configurations auxquelles sont associés des régimes de temps particuliers (figures 3.9 et 3.10), qui influent fortement sur la trajectoire et l’amplitude des tempêtes et par conséquent sur le temps en Europe, en hiver.

LE CLIMAT

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F IGURE 3.9. Les quatre configurations des champs de pression sur l’Atlantique en hiver. Le taux d’occurrence de chacune des situations est indiqué.

F IGURE 3.10. Les conditions météotologiques associées aux états NAO+ et NAO− .

L’oscillation nord-atlantique se caractérise par la différence de pression entre la dépression de la mer du Groenland et l’anticyclone de la mer des Açores. Quand cette différence s’intensifie, on est dans une situation NAO+ , qui se traduit par un assèchement du Bassin méditerranéen et une recrudescence de tempêtes sur l’Europe du Nord. La situation NAO− , où l’écart entre les deux pressions diminue, s’accompagne d’une situation météorologique plus calme, pluvieuse sur le Sud de l’Europe.

74

Chapitre 3. Diversité des climats et variabilité à grande échelle

L’origine de ces anomalies, mal comprise, pourrait être liée aux anomalies de température de surface de l’océan et à leur évolution saisonnière et être également influencée par la dynamique de la stratosphère. Les situations NAO durent assez peu et varient souvent d’un jour à l’autre. On les caractérise plutôt par leur fréquence relative (figure 3.9), qui fluctue sensiblement d’une décennie à l’autre. Les dernières décennies, chaudes, du XXe siècle ont été marquées par une intensification de la fréquence et de l’amplitude des situations NAO+ pour basculer sur une situation NAO− autour du passage au XXIe siècle. La répartition spatiale des anomalies de températures élevées et basses qui en résulte affecte peu la température globale, le réchauffement produit sur une région étant à peu près compensé par le refroidissement qui se produit ailleurs. Il est d’ailleurs remarquable que les anomalies de température soient en opposition de phase entre la France et le Québec ou le Groenland. Le régime de dorsale avec un anticyclone sur l’Atlantique bloque l’arrivée des dépressions atlantiques sur l’Europe. Le régime de blocage, caractérisé par un anticyclone sur l’Europe, est le régime typique des vagues de froid intenses et qui se prolongent.

3.2.3

Autres exemples d’oscillations

L’oscillation arctique

Caractérisée par la différence de pression entre les hautes latitudes et les moyennes latitudes, cette oscillation est une autre manifestation de l’oscillation nord-atlantique. Une oscillation similaire se produit dans l’hémisphère sud : l’oscillation antarctique.

L’oscillation atlantique multidécennale (AMO)

Des oscillations de période longue (50 ans ou plus) ont été mises en évidence sur l’Atlantique dans les mesures de température des eaux de surface effectuées depuis la deuxième moitié du XIXe siècle. Ce phénomène lent affecte les régimes de précipitation sur les continents des deux côtés de l’Atlantique. Sa connaissance est nécessaire pour une prévision climatique à l’échelle décennale : ce type de processus pourrait permettre d’anticiper l’évolution du climat à l’échelle de la dizaine d’années, en ce qui concerne les tendances sur les températures ou précipitations dans les régions riveraines (voir chapitre 4). Certains auteurs pensent que ce phénomène pourrait résulter de la conjonction de la variabilité de la NAO et des anomalies de circulation thermohaline.

LE CLIMAT

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L’oscillation pacifique décennale (PDO)

Le Pacifique est aussi sujet à une oscillation décennale qui s’imbrique avec les El Niño en imprimant une modulation basse fréquence des événements. Cette oscillation intéresse aussi le Pacifique nord et influe sur les températures et les précipitations dans toute l’Amérique du Nord par ce qu’on appelle la téléconnexion Pacifique-Nord-Américaine. 3.3

Conclusion

Dans ce troisième chapitre, après avoir exposé la diversité spatiale des climats, nous nous sommes attachés à montrer la variabilité à grande échelle du climat actuel et à en exposer une des causes majeures, les oscillations couplées océanatmosphère. Les couplages entre l’atmosphère et l’océan sont générateurs de phénomènes climatiques importants dont la durée est très diverse. Ainsi la NAO peut varier en quelques jours mais manifeste majoritairement un état particulier sur une période pouvant excéder la décennie. Un phénomène très marqué comme El Niño dure typiquement une année, tandis que des oscillations comme la PDO ou l’AMO ont des temps caractéristiques de plusieurs décennies.

76

Chapitre 3. Diversité des climats et variabilité à grande échelle

4 La modélisation du climat Modéliser le climat consiste à se doter d’une représentation numérique virtuelle de la Terre et de son climat. Les objectifs de la modélisation sont : (i) comprendre le fonctionnement des enveloppes superficielles de la Terre (océan, surface continentales, glaces) ; (ii) comprendre comment leurs interactions avec l’atmosphère conditionnent le climat et ses variations ; (iii) fournir un cadre physique cohérent pour exploiter les observations des changements passés et en comprendre les mécanismes, et anticiper les changements du climat à venir. Les échelles de temps concernées s’étendent de celle des événements météorologiques jusqu’à plusieurs milliers d’années. Les échelles spatiales couvrent les phénomènes climatiques à l’échelle planétaire mais peuvent aussi descendre à des descriptions régionales ou locales. Comme dans toutes les disciplines, il existe toute une hiérarchie de modèles allant de modèles conceptuels, en passant par des modèles de processus, jusqu’à des modèles offrant une représentation tridimensionnelle de ce système atmosphère - surfaces continentales - océan - glace en interaction (figure 4.1). Le choix d’un modèle dépend de la question posée et, pour les simulations, d’un compromis entre le niveau de réalisme recherché et la puissance de calcul disponible. Ce chapitre met l’accent sur les modèles de circulation générale, dont l’histoire a évolué parallèlement à celle des modèles de prévision du temps (météorologie) et de la puissance des ordinateurs. Il décrit les différents couplages et processus physiques et biochimiques mis en jeu. Il aborde successivement le contenu, la façon de réaliser les simulations, et différentes facettes de l’évaluation de la capacité des modèles à représenter les caractéristiques du climat et leurs variations.

F IGURE 4.1. Caractérisation de la hiérarchie de modèles permettant d’étudier les caractéristiques des circulations océaniques et atmosphériques, suivant les échelles spatio-temporelles considérées.

4.1

Une évolution rapide des modèles de climat

Les simulations climatiques, tout comme la prévision du temps, doivent leur essor au développement spectaculaire des ordinateurs dans la deuxième moitié du XXe siècle. C’est le traité de l’Anglais L.F. Richardson, Weather Prediction by Numerical Process, publié en 1922, qui le premier expose comment les tendances des variables atmosphériques (température, vents, etc.) peuvent être calculées en différents points répartis dans l’espace, en substituant aux équations différentielles décrivant la circulation atmosphérique un jeu d’équations basées sur des différences algébriques. Mais il aurait fallu 6 000 personnes pour réaliser ces calculs dans les délais requis pour avoir des prévisions météorologiques. Il fallut attendre 1950 pour que l’Américain J.G. Charney réalise la première prévision numérique avec un modèle d’atmosphère simplifié. Dans les années 1960, la prévision du temps devient petit à petit opérationnelle dans de nombreux pays. Démarrées dans les années 1970 avec des modèles d’atmosphère, les simulations climatiques n’ont depuis cessé de croître en réalisme au prix d’une complexité accrue, en considérant non seulement l’atmosphère mais aussi ses couplages avec les autres composantes du système climatique (voir la figure 2.21). Les années 1990 ont ainsi vu le développement dans les centres de recherche de modélisation de modèles couplés océan-atmosphère, ces deux fluides devant être considérés pour redistribuer l’énergie et l’eau des

78

Chapitre 4. La modélisation du climat

Encadré 4.1. Modèles de météorologie et modèles de climat.

La météorologie s’intéresse au très court terme – quelques jours –, le climat au long terme. Les équations qui gouvernent l’évolution du temps sont évidemment les mêmes que l’on s’intéresse au court terme ou au long terme. À l’échelle de la journée, les processus lents ne provoquent pas de modifications notables des paramètres environnementaux impliqués dans l’évolution du temps. Les calculs météorologiques font donc essentiellement appel aux processus atmosphériques. À plus longue échelle de temps, il faut tenir compte de l’évolution des composantes plus lentes, comme l’océan ou l’évolution du couvert végétal. La capacité des ordinateurs est limitée. Pour le même temps d’utilisation de la machine, un ordinateur permettra d’effectuer les calculs météorologiques sur quelques jours avec une résolution spatio-temporelle très supérieure à celle avec laquelle il pourra effectuer les mêmes calculs pour le climat sur quelques décennies à quelques siècles. Ainsi, un calcul météorologique descend à des précisions de 8 km alors qu’un modèle de climat descend difficilement en dessous de 100 km à l’échelle du globe. Le caractère chaotique du système climatique (voir l’encadré 4.2, « Le climat est chaotique » plus loin dans ce chapitre) fait que les modes d’exploitation des programmes sont différents selon qu’on s’intéresse au court terme, peu perturbé par le chaos ou qu’on s’intéresse au long terme. Le modèle météorologique va s’attacher à décrire l’évolution du système à partir de son état initial. Le modèle climatique, va, à long terme, balayer l’ensemble des états météorologiques qui lui sont accessibles du fait des conditions aux limites imposées par les différentes perturbations externes qui sont appliquées : rayonnement solaire, surface continentale, composition atmosphérique. . .

zones sources aux zones puits. Les autres composantes du système climatique, sol et végétation, glace de mer, ont été à leur tour complexifiées ou ont été ajoutées en tant que composantes à part entière à ces modèles de climat, comme illustré figure 4.2 pour le modèle de climat développé à l’Institut Pierre Simon Laplace (IPSL). Le vocabulaire s’est ainsi transformé. On ne parle presque plus de modèles de climat, mais de modèles du système Terre. Une représentation de la chimie, des aérosols, et des différents cycles biogéochimiques est en effet venue compléter le puzzle. Ils permettent de considérer le climat et ses variations sous l’impact de différentes perturbations externes, qu’elles soient d’origine naturelle telles que la modulation des paramètres orbitaux de la Terre, la variation de la « constante solaire » (le flux de rayonnement venant du soleil), les éruptions volcaniques. . . ou anthropique telles que les émissions de gaz à effet de serre, les aérosols issus de la combustion ou de l’agriculture, l’utilisation des terres. . . La chimie atmosphérique donne aussi accès aux interactions entre climat et qualité de l’air.

LE CLIMAT

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F IGURE 4.2. Représentation schématique de l’évolution du modèle de climat de l’IPSL depuis les années 1990. La première version considère seulement l’atmosphère. Les températures de surface de la mer sont imposées. Le modèle de surface continental est déjà relativement sophistiqué. Certains processus dans l’atmosphère, comme la convection atmosphérique ou les nuages, sont représentés de façon très simplifiée. Les vignettes suivantes montrent les complexifications successives, par les processus représentés dans les différents milieux, mais aussi par les couplages complémentaires. La version actuelle, en 2014, incorpore l’ensemble des composantes et leurs couplages via les cycles de l’énergie, de l’eau et de différents cycles biogéochimiques comme le cycle du carbone. Les interactions entre les composantes, et simultanément la représentation des interactions entre les différents processus à l’intérieur des différentes composantes ont gagné en réalisme.

Signalons également que de nombreuses applications se font en ne considérant que l’atmosphère couplée à un océan réduit à une simple couche bien mélangée pouvant avoir une profondeur constante ou variant en fonction des régions. Ces modèles permettent d’étudier des changements de climat en considérant les premiers effets thermodynamiques liés au changement de température de l’océan, mais ne permettent pas de prendre en compte les changements de transport de chaleur par l’océan dont l’océan profond.

80

Chapitre 4. La modélisation du climat

Ces modèles ont été développés initialement dans le but de comprendre le fonctionnement du climat non seulement de la Terre mais aussi des autres planètes du système solaire. C’est parce que ce développement a porté ses fruits qu’ils ont pu ensuite être mis à profit pour explorer le climat futur selon différentes hypothèses socio-économiques. 4.2

Les fondements des modèles de climat

Un modèle numérique associe plusieurs modèles élémentaires (figure 4.3). Le modèle physique concerne la description sous forme mathématique des phénomènes présentés dans les chapitres précédents (circulation de l’atmosphère, de l’océan, condensation, nuages, etc.). Le modèle numérique permet de discrétiser et de résoudre les équations sur la sphère, en adoptant des schémas numériques permettant de conserver des quantités fondamentales pour le climat comme l’énergie ou l’eau. Enfin, le code est le modèle informatique qui rassemble l’ensemble de lignes informatiques qui sera digéré par l’ordinateur pour restituer

F IGURE 4.3. Les différents « modèles » et étapes constitutifs d’un modèle de climat.

LE CLIMAT

81

F IGURE 4.4. Illustration du découpage en mailles d’un modèle de climat et de processus physiques ou biogéochimiques représentés dans les différentes mailles.

les caractéristiques du climat. Au code de simulation lui-même s’ajoute une suite d’outils destinés à gérer les simulations de plusieurs centaines ou milliers d’heures d’ordinateur. Des moyens de stockage puissants et des outils d’analyse permettent d’exploiter l’information sortie de ces machines à fabriquer des volumes considérables de chiffres. Ensuite vient le temps de l’analyse à l’aide de graphiques et d’analyses statistiques, allant de simples moyennes jusqu’à des méthodes sophistiquées permettant de caractériser des situations climatiques et leurs occurrences temporelles. Les modèles de circulation générale sont basés sur un système d’équations appelées équations primitives. Ces équations sont issues de la mécanique des fluides géophysiques et ont comme point de départ les équations de Navier Stokes en milieu tournant. Comme dans tout problème de mécanique, elles comprennent les équations du mouvement selon l’horizontale et la verticale, ainsi que la thermodynamique du système considéré. Elles vérifient les lois physiques fondamentales de conservation de la masse, la quantité de mouvement et l’énergie. Elles assurent aussi la conservation des traceurs transportés au sein des fluides comme l’eau dans l’atmosphère ou le sel dans l’océan. Les forces agissant sur le fluide sont principalement le gradient de pression, la force de gravité, la force de Coriolis et les forces de friction (voir chapitre 1). Pour pouvoir résoudre ce système, plusieurs hypothèses simplificatrices sont effectuées. La première est que la profondeur de l’océan ou de l’atmosphère est très petite au regard du rayon terrestre, ce qui permet de faire l’approximation de couche mince et de considérer que la gravité est constante sur la verticale. L’équation d’état de l’atmosphère en tout point est déterminée par la pression, la température et la densité. L’atmosphère est considérée comme un gaz parfait, ce qui permet de

82

Chapitre 4. La modélisation du climat

directement relier sa densité à la température. L’océan est incompressible, mais sa densité dépend de façon non linéaire de la température, de la salinité et de la pression. 4.2.1

Grilles et résolution

Pour résoudre les équations, la sphère terrestre est divisée en un ensemble de mailles élémentaires dans les directions horizontales et verticales. Ces mailles définissent la grille du modèle. Les variables directement calculées à partir des équations primitives, comme la température, le vent et l’humidité pour l’atmosphère, sont appelées variables pronostiques. Elles sont calculées en chaque maille pour des incréments temporels (pas de temps) successifs. Les équations sont ainsi discrétisées pour permettre de calculer les dérivées spatiales ou temporelles par différences finies, c’est-à-dire à partir de différences des valeurs du champ considéré (température, vent, etc.) entre les proches voisins des grilles spatiales ou temporelles. Les modèles pour lesquels les équations de la dynamique sont résolues par différences finies sont appelés modèles en points de grille. La résolution du modèle est caractérisée par le nombre de points de grille considérés. Le plus souvent, les points de grilles sont équirépartis (en degrés) pour les grilles de modèles d’atmosphère. Les points traceurs (température, humidité) et vitesse (composante vers l’est et composante vers le nord) peuvent être disposés de différentes façons sur une grille.

F IGURE 4.5. Comparaison de la distribution des points de température T, de vitesse zonale u (composante vers l’est) et de vitesse méridienne v (composante vers le nord) pour les grilles de type C et B de la classification d’Arakawa. Ces deux types de grilles sont assez répandues dans les modèles de climat.

Cette disposition a des répercussions sur les propriétés des schémas numériques. La figure 4.5 illustre deux types de grille très utilisés pour les modèles d’atmosphère ou d’océan. Chaque type de grille impose des compromis.

LE CLIMAT

83

Ces deux grilles permettent de facilement appliquer des schémas numériques de résolution des équations satisfaisant aux propriétés de conservation d’énergie. En revanche, les caractéristiques de la propagation des ondes de grande échelle sont affectées par la résolution numérique. La grille B a de meilleures performances à basse résolution, alors que la grille C a de meilleures propriétés à haute résolution lorsque la résolution est suffisante pour permettre une bonne représentation du terme lié à la force de Coriolis sur cette grille.

20°N

F IGURE 4.6. Grille horizontale utilisée dans le modèle d’océan NEMO pour les simulations climatiques. Le pôle de la grille est sur un continent, ce qui est sans incidence sur les calculs de l’océan.

Le pas de temps choisi pour résoudre les équations doit être compatible avec la vitesse de propagation sur la grille des plus petites fluctuations (ondes) représentées en fonction de l’incrément spatial choisi. S’il n’y a pas compatibilité entre ce pas de temps et la vitesse de propagation de ces fluctuations, le modèle est instable, et la simulation est affectée par un bruit numérique. Le resserrement aux pôles des points de grille qui imposerait un pas de temps très fin pour résoudre les mouvements à ces petites échelles est traité en filtrant les équations pour ne garder que les échelles pertinentes pour la résolution moyenne du modèle. Pour le modèle d’océan, il est possible de s’affranchir de cette singularité aux pôles en déplaçant le pôle de la grille sur un continent où il n’est pas nécessaire de résoudre les équations (figure 4.6). Ainsi, la grille ORCA du modèle d’océan NEMO est constituée d’une double grille ayant chacune un pôle Nord localisé

84

Chapitre 4. La modélisation du climat

sur un continent. Cette solution induit quelques complexités de traitement au raccord des deux grilles, mais offre l’avantage d’avoir une bonne résolution de l’océan Arctique. Cette question ne se pose pas pour l’hémisphère sud, le pôle Sud étant localisé sur un continent. Une autre méthode, qui ne concerne que les modèles d’atmosphère, consiste à utiliser une base de fonctions mathématiques élémentaires définies dans le domaine. Pour la sphère, le choix se porte sur les harmoniques sphériques, qui sont une généralisation sur la sphère des harmoniques de Fourier (figure 4.7). Les variables atmosphériques sont alors projetées sur cette base de vecteurs. Ainsi la première harmonique représente un champ variant de façon opposée entre les deux hémisphères. Les suivantes permettent de représenter des fluctuations plus complexes. La somme de ces fonctions permet de représenter le véritable champ géophysique. Avec cette approche, les dérivées mathématiques sont calculées dans l’espace spectral et les produits dans l’espace physique, ce qui permet de calculer plus facilement les termes non linéaires de l’équation du mouvement. Ces modèles sont appelés modèles spectraux. La résolution du modèle dépend du nombre d’harmoniques considérés, appelé nombre d’ondes. Les modèles spectraux actuels ont pratiquement tous des troncatures triangulaires, c’est-à-dire que l’on garde autant d’harmoniques dans les directions zonales et méridiennes. Une résolution T106 indique donc qu’un modèle pourra résoudre tous les nombres d’onde jusqu’à 106. Plus ce nombre est élevé, meilleure est la résolution.

F IGURE 4.7. Représentations de fonctions harmoniques sphériques.

LE CLIMAT

85

Sur la verticale, on considère un empilement de niveaux. Les équations sont résolues par différences finies. Les coordonnées verticales peuvent être différentes d’un modèle à l’autre. La pression est une coordonnée assez naturelle pour l’atmosphère. Une difficulté est que cette coordonnée ne suit pas la surface et interfère avec le relief, ce qui complique la résolution des conditions en limites de la surface (figure 4.8). Une autre possibilité est la coordonnée sigma, obtenue en divisant la pression par la pression au sol ; sigma varie donc entre 1 en surface et 0 au sommet de l’atmosphère. Cette coordonnée a l’avantage de suivre le terrain, mais a aussi tendance à exporter loin de la surface ses irrégularités. Une solution très employée est la coordonnée hybride qui fait le lien entre une coordonnée sigma en surface et pression au sommet (figure 4.8). Les modèles d’océan jusque-là généralement en coordonnée profondeur (ou coordonnée z) adoptent aussi des coordonnées sigma ou isopycnales (iso-densité), qui sont les lignes préférentielles du mouvement en l’absence de contraintes externes. Pression

Sigma 100000

10000

Hybrid sigma - pression 100000

10000

90000

90000

9000

80000

80000

8000

70000

70000

7000

60000

60000

6000

50000

ε 5000

50000

40000

40000

4000

30000

30000

3000

20000

20000

2000

0 20°N

10000 5000 0 30°N

40°N

55000

ε 5000

50000 45000 40000

4000

35000 30000

3000

25000 20000

2000

15000

15000

15000 1000

60000

25000

25000 2000

65000 6000

35000

35000 3000

70000

45000

45000 4000

75000 7000

55000

55000

ε 5000

80000

65000

65000 6000

85000 8000

75000

75000 7000

90000

9000

85000

85000 8000

95000

95000

95000 9000

100000

10000

10000

1000 0 20°N

5000 0 30°N

40°N

10000

1000 0 20°N

5000 0 30°N

40°N

F IGURE 4.8. Exemple de coordonnées verticales pour les modèles d’atmosphère. Coordonnées pression, sigma et hybride. Le relief présent sur cette figure est représentatif de l’Himalaya. La coordonnée pression ne tient pas compte du relief. La coordonnée sigma en tient compte, mais jusqu’aux plus hautes altitudes où son effet ne se fait en réalité plus sentir. D’où l’intérêt de la coordonnée hybride.

La résolution des modèles de climat est un compromis entre le temps d’intégration par l’ordinateur et la finesse des mouvements pouvant être représentés. Il faut calculer plus vite que le temps qui passe, ce qui ne permet pas, même avec la puissance des ordinateurs actuels de faire des simulations climatiques 86

Chapitre 4. La modélisation du climat

aux résolutions utilisées par les météorologues pour prévoir le temps d’un jour à l’autre avec les mêmes types de modèles d’atmosphère (voir l’encadré 4.1, « Modèles de météorologie et modèles de climat »). Les modèles couplés océanatmosphère et les modèles système-Terre couramment utilisés pour réaliser les projections climatiques ont une résolution en moyenne en 2012 de 1 à 2 degrés de coordonnées géographiques dans l’atmosphère et autour de 1 degré dans l’océan. Ils comptent entre 30 et 40 niveaux verticaux pour l’atmosphère, et de 30 à 60 pour l’océan. Certains modèles, incluant une représentation relativement complète du cycle du carbone ou d’autres couplages biogéochimiques, ont une résolution légèrement inférieure pour compenser le temps de calcul lié à la complexité ainsi qu’à l’augmentation du nombre de simulations à réaliser si l’on veut pouvoir étudier les effets individuels des différents couplages. 4.2.2

Les paramétrisations physiques

De nombreux processus agissent à une échelle bien inférieure à celles de la maille ou du pas de temps du modèle (figure 4.4). Ce sont par exemple les processus qui font intervenir les nuages dans l’atmosphère, la diffusion turbulente ou les échanges de carbone entre l’air et les feuilles. Ils ne peuvent pas être représentés de façon explicite, et leur effet sur les variables pronostiques du modèle est modélisé à partir des variables de grande échelle. Ces représentations « sous-mailles » sont en général basées sur les lois physiques et font intervenir des paramètres empiriques permettant d’avoir une approche globalisée du phénomène, d’où leur nom de paramétrisations. Depuis les premiers modèles de climat, les paramétrisations ont beaucoup évolué permettant une représentation plus réaliste de nombreux phénomènes physiques ou thermodynamiques. À titre d’exemple, le modèle d’atmosphère LMDz, développé au Laboratoire de météorologie dynamique, représente l’hétérogénéité sous-maille de la vapeur d’eau. Il définit ainsi la fraction de maille qui est à saturation et va donc pouvoir condenser pour produire des précipitations de grande échelle. Dans les premières versions du modèle, la distribution sous-maille était homogène. Les versions actuelles tiennent mieux compte de la possibilité qu’il coexiste dans une maille des zones fortement humides et des régions plus sèches, ce qui se traduit également par une mosaïque de nuages qui inclut des nuages convectifs, des nuages stratiformes ainsi que du ciel clair. De même, les modèles incorporent des schémas de convection sèche et humide de plus en plus complets qui représentent l’entraînement, la ré-évaporation de la pluie, des descentes précipitantes et des poches froides qui réalimentent la convection sous les nuages. Il est possible d’incorporer dans une maille des super-paramétrisations qui sont en fait des modèles de processus à très haute résolution, permettant de représenter explicitement la convection et les nuages. LE CLIMAT

87

De la même façon, les premiers modèles d’océan considéraient la diffusion verticale sous forme d’un simple mélange dépendant d’un coefficient de diffusion et du gradient de température potentielle entre les couches, par analogie avec la diffusion moléculaire. Ces processus de mélange ont ensuite été complexifiés en considérant l’énergie cinétique turbulente sous-maille, puis, plus récemment, en ajoutant d’autres termes, comme le mélange lié au déferlement des vagues de surface ou le mélange lié à la marée. La figure 4.9 indique dans les différents milieux les principaux processus considérés faisant l’objet de paramétrisations semi-empiriques. Dans chacun des milieux, ce sont des processus radiatifs, des changements de phase pour l’eau liquide, la neige et la glace, le mélange turbulent, les processus nuageux ou de formation d’eau profonde, les interactions avec les frontières du milieu et le calcul, plus ou moins sophistiqué suivant les modèles, de la réflectivité (albédo) de la surface et des paramètres définissant les frottements et la rugosité aux interfaces.

F IGURE 4.9. Certains processus ne peuvent pas être décrits directement sous forme numérique pour l’ensemble des lois physiques qui les gouvernent, du fait de la taille de la maille du modèle. Cette figure liste les principaux processus de chaque milieu qui font l’objet de « paramétrisations ».

88

Chapitre 4. La modélisation du climat

4.2.3

Les autres composantes des modèles de climat

Le climat se définit par les caractéristiques météorologiques, mais aussi les caractéristiques environnementales et en particulier la végétation (voir chapitre 2). Les modèles de surface continentale sont ainsi une composante importante du climat qui régule les échanges de chaleur et d’eau avec l’atmosphère en tenant compte de l’évolution de la canopée (figure 4.10). Ces modèles résolvent l’équation de diffusion de la chaleur et de l’eau dans le sol. Le niveau de complexité de la représentation de l’hydrologie est variable d’un modèle à l’autre. Historiquement, cette hydrologie était représentée par un modèle de seau qui se remplit ou se vide en fonction des flux de précipitation et d’évaporation. Ce seau s’est complexifié pour tenir compte de réservoirs de surface et de fond et de leurs temps caractéristiques, pour devenir dans certains modèles un véritable continuum incluant des caractéristiques hydrologiques sous-maille.

F IGURE 4.10. Dans le modèle de climat de l’IPSL, le modèle ORCHIDEE est le maillon qui représente les interactions entre l’atmosphère, les sols et la végétation. Les divers processus pris en compte par le modèle sont indiqués sur cette figure.

Une complexification supplémentaire est aussi venue de l’introduction des interactions avec la végétation. La végétation est, dans la plupart des modèles actuels, représentée par une mosaïque de types de végétation dans une maille, chaque type ayant ses propres caractéristiques d’albédo, de rugosité et de capacité à pomper l’eau du sol. Les évolutions saisonnières des caractéristiques

LE CLIMAT

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de la végétation sont calculées par le modèle grâce à des paramétrisations de la phénologie des plantes, rendues possibles par la représentation du cycle du carbone dans les modèles de surface. L’effet de la teneur atmosphérique en CO2 sur les plantes module l’ouverture des stomates (les orifices permettant les échanges de CO2 , oxygène et vapeur d’eau avec l’atmosphère) et se répercute sur l’évapotranspiration. Certains modèles incorporent également une végétation dynamique, c’est-à-dire que les espaces couverts par un type de végétation varient dans le temps en fonction des conditions environnementales, introduisant des boucles de rétroactions entre le climat et la végétation. La glace de mer, via son albédo et son rôle d’isolant entre l’océan et l’atmosphère, est une autre composante qui joue un rôle important dans l’évolution du climat et sa variabilité. Les premières versions incluses dans des modèles globaux étaient très simplifiées et mettaient l’accent sur la diffusion de la chaleur au travers de la glace et sur l’albédo de la glace qui engendrent des rétroactions rapides aux hautes latitudes. Les modèles de glace de mer (figure 4.11) représentent actuellement cette composante sous forme d’un milieu élasto-visco-plastique ayant une distribution de types de glace.

F IGURE 4.11. Représentation schématique d’un modèle de formation et de fonte de glace de mer.

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Chapitre 4. La modélisation du climat

Les déplacements de la glace se déterminent en fonction des courants et du vent. Les modèles les plus évolués considèrent les chenaux d’eau qui fracturent la glace, les différents types de glace et la déformation du pack de glace par la circulation océanique. Les échanges de flux avec la surface et l’océan sont paramétrés, et certains modèles incorporent également les processus thermodynamiques liés aux inclusions de saumures. Le couplage de la chimie et des aérosols dans les modèles de climat est encore récent, même si ces facteurs font depuis longtemps l’objet d’études à partir de couplages entre les modèles de transport atmosphérique et les modèles de chimie-aérosols. Une des raisons est que, pour représenter correctement les différentes interactions chimiques, ces modèles doivent considérer de nombreux composés transportés par la circulation atmosphérique entre les différents points de grille. Le calcul du transport de ces traceurs est coûteux en temps de calcul, ce qui ne permet pas de faire facilement des simulations longues. Des versions simplifiées ont été développées, qui prennent en compte l’ozone stratosphérique et troposphérique, ainsi que différents types d’aérosols et surtout leurs interactions avec le rayonnement solaire et les nuages. 4.2.4

Le couplage entre les composantes

Les différentes composantes d’un modèle de climat, atmosphère, océan et surface continentale, sont développées de façon autonome. Elles sont couplées dans

F IGURE 4.12. Représentation schématique du couplage entre les composantes du système climatique tel qu’il est mis en œuvre dans le modèle de climat de l’IPSL. Le dégradé des flèches indique d’où à où sont échangés les champs. Ainsi la température de surface de la mer (SST) est calculée par le modèle d’océan et transmise au modèle d’atmosphère. Inversement, le flux de quantité de mouvement est calculé par l’atmosphère et transmis au modèle d’océan.

LE CLIMAT

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les modèles de climat via les différents flux de quantité de mouvement, de chaleur et d’eau aux interfaces entre les modèles (figure 4.12). Les pas de temps de couplage entre les modèles dépendent des vitesses relatives de variations entre les milieux. Ainsi, dans le cas de l’océan et de l’atmosphère, la température de surface de l’océan varie moins vite que la température de l’air et les flux turbulents. En général, la température de la mer est transmise à l’atmosphère une fois par jour, alors que les flux turbulents sont calculés à tous les pas de temps de la physique atmosphérique, moyennés et transmis à l’océan en retour une fois par jour. Notons cependant qu’une nouvelle génération de modèles représentant mieux les caractéristiques du cycle diurne sur l’océan voit le jour, ce qui impose un couplage plus fréquent entre l’océan et l’atmosphère. Il faut aussi s’assurer que les bilans de chaleur et d’eau (conservation de la masse) sont fermés entre les modèles. Ainsi des schémas représentant le cheminement de l’eau entre le continent et l’océan sont incorporés aux modèles. Suivant les modèles, il s’agit de modules inclus dans la composante de surface continentale ou d’un modèle autonome représentant les fleuves et les rivières. Cette fermeture est indispensable pour éviter les dérives de salinité de l’océan, voire de niveau marin. Pour les surfaces continentales, les variations de températures du sol à l’échelle diurne sont extrêmement importantes et les couplages se font en général à chaque pas de temps physique des modèles. De même la glace a, en surface, un temps de réaction rapide et, pour être stable, le couplage, même s’il ne représente pas le cycle diurne, doit pouvoir faire fluctuer les flux à la surface de la glace à un pas de temps inférieur à la journée. Ces contraintes physiques doivent être prises en compte dans le processus de couplage en fournissant, outre les variables d’interfaces, des variables complémentaires permettant d’ajuster les flux entre deux pas de temps de couplage. De même, les interpolations entre les grilles des modèles doivent être conservatives, ce qui implique d’adopter des schémas d’interpolation spécifiques.

4.3

L’ajustement des modèles

Une étape importante et généralement fastidieuse de la mise au point des modèles couplés est l’étape d’ajustement du modèle. Au cours de leur développement, les différentes paramétrisations sont validées par rapport à des observations ou à des cas d’étude issus de campagnes de mesures de terrain. Il en est de même pour les composantes individuelles (océan, atmosphère...)

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Chapitre 4. La modélisation du climat

validées par rapport à différents types d’observations et d’échelles spatiotemporelles. Une particularité d’un modèle couplé pour étudier les changements climatiques est que le bilan entre le rayonnement solaire entrant et le rayonnement infrarouge sortant doit être nul au sommet de l’atmosphère pour ne pas injecter ou retirer artificiellement de l’énergie dans le système et conduire à une dérive climatique. La conservation de l’énergie est primordiale pour ces modèles qui doivent pouvoir tourner sur de longues périodes de temps. De plus, ces modèles sont utilisés pour étudier les changements climatiques induits par des perturbations externes qui modifient le bilan énergétique. Cet ajustement ultime du modèle se fait en réglant les paramètres de façon à obtenir un bilan fermé au sommet de l’atmosphère et en s’assurant que l’équilibre climatique obtenu permet d’avoir une température globale représentative de ce que l’on connaît du climat terrestre. D’autres critères sont également considérés mais il n’y a pas règle et chaque groupe a développé ses propres procédures. Ce travail demande de réaliser plusieurs simulations longues pour atteindre l’objectif. En effet, l’atmosphère est une composante qui s’ajuste à ces conditions aux limites en quelques années, alors que les constantes de temps de l’océan vont de la saison à 100 ans en surface, de 100 à 500 ans en subsurface et peuvent dépasser 1 000 ans pour l’océan profond. L’équilibre du système couplé est donc conditionné par ces échelles de temps longues. Contrairement à une idée reçue, cet ajustement n’a pas pour objectif d’améliorer l’accord aux observations ou de régler la réponse du modèle à une augmentation de l’effet de serre. Néanmoins, suivant les groupes, différentes grandeurs physiques sont considérées dans le processus, ce qui peut ensuite biaiser les évaluations des résultats du modèle sur ces mêmes grandeurs. L’ajustement du modèle contraint aussi certainement une partie de sa réponse à différentes perturbations. C’est une question ouverte qui est loin d’être résolue. Certains groupes ont aussi mis au point des méthodes d’ensembles pour définir les jeux de paramètres les plus adaptés. Plusieurs combinaisons peuvent conduire à des simulations acceptables et il n’est pas toujours possible de trancher sur la meilleure configuration.

4.3.1

Les différents types de simulations

Quel que soit le modèle utilisé, une simulation demande de définir un état initial et les conditions aux limites du modèle, conditions pouvant être fixes dans le temps, comme le relief, ou évolutives pour étudier par exemple la réponse du climat à l’augmentation des gaz à effet de serre d’origine anthropique.

LE CLIMAT

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F IGURE 4.13. Représentation schématique de la réalisation d’une simulation. Le modèle est ici considéré comme une boîte noire. Il suffit de définir l’état initial et les conditions aux limites pour simuler les variables climatiques en tout point de grille. Les résultats font ensuite l’objet d’analyses statistiques. Pour étudier un changement de climat, il est courant de comparer deux simulations différant par leurs conditions initiales ou conditions aux limites, l’une d’elles faisant état de référence.

Le modèle est donc une véritable terre virtuelle à laquelle on impose le rayonnement solaire, moteur de la circulation, et qui est capable de reproduire les caractéristiques du climat dans les différentes régions. Il est capable de générer spontanément son état moyen, son cycle saisonnier et certaines caractéristiques de la variabilité naturelle, aux échelles interannuelles à multiséculaires. Ceci est une conséquence du caractère chaotique du système climatique : il oublie rapidement l’état initial pour évoluer dans un ensemble d’états imposé par les processus en jeu et les conditions aux limites (voir l’encadré 4.2, « Le climat est chaotique »). L’état initial consiste à définir en tout point de la grille tridimensionnelle la température, le vent et l’humidité pour l’atmosphère, la température, le courant et la salinité pour l’océan, ainsi que les réservoirs d’humidité et l’état de la surface pour le sol, et l’état de la glace de mer sur l’océan. Pour obtenir une simulation de référence à partir d’un état initial donné (par exemple caractéristique d’un premier janvier), plusieurs années de simulations sont réalisées en maintenant fixes la composition de l’atmosphère (teneurs en gaz à effet de serre, quantités d’aérosols, etc.), les conditions de surface (types de végétation, relief, localisation des calottes glaciaires. . . ) et les paramètres orbitaux qui permettent

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Chapitre 4. La modélisation du climat

de calculer en tout point du globe et à tout instant le rayonnement solaire incident. Le temps d’intégration doit être suffisamment long pour que les caractéristiques du climat simulé (état moyen, cycle saisonnier ou variabilité interannuelle) soient représentatives d’un climat « à l’équilibre » avec ces conditions de forçage.

Encadré 4.2. Le climat est chaotique.

Paramètre météorologique

Dire que le système climatique est chaotique, c’est reconnaître que, si l’on modifie même très légèrement les conditions initiales, la trajectoire du système va rapidement être très différente (figure ci-dessous).

Temps

Partant de deux conditions initiales très voisines, le système évolue d’abord de la même façon dans les deux cas. Au bout d’un temps assez court, les trajectoires se séparent pour devenir rapidement complètement différentes.

C’est ce qui a fait dire à Lorenz (météorologue au MIT) : « Le battement des ailes d’un papillon au Brésil déclenche-t-il une tornade au Texas ? » Un écart minime peut conduire à terme à une situation complètement différente. Mais le domaine parcouru reste le même avec les mêmes caractéristiques comme le montre la figure ci-après. En revanche, si on change les conditions aux limites, la figure change de forme, ce qui pour notre problème signifie que le climat change. Cela explique pourquoi le météorologue ne peut pas faire de prévisions fiables au-delà de quelques jours : la connaissance de l’état initial de la seule atmosphère est insuffisante, les mesures ne sont ni infiniment précises et exactes, ni infiniment proches dans le temps et dans l’espace. La situation est très différente pour le climatologue : il s’intéresse, non à la situation météorologique précise à une date précise mais au climat, c’est-à-dire à l’ensemble des configurations météorologiques, précisément celui que va, à terme, balayer le système climatique, quelle que soit la situation initiale.

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Sur chacune des deux figures, les trajectoires du système sont représentées ici dans un espace tridimensionnel. À gauche, les conditions initiales sont différentes pour la courbe en rouge et la courbe en bleu. Bien que constamment différentes, ces courbes recouvrent exactement le même domaine. À droite, les conditions aux limites sont différentes pour les deux courbes. De ce fait, le domaine exploré est différent, le climat est modifié.

L’étape suivante consiste à réaliser une simulation perturbée dont les caractéristiques du climat résultant seront comparées à la simulation choisie comme référence. Pour les projections climatiques, les conditions aux limites évoluent dans le temps. Ainsi une simulation 1 % CO2 est une simulation dans laquelle le taux de CO2 est augmenté chaque année de 1 %. Le doublement de CO2 est obtenu au bout de 70 ans et le quadruplement en 140 ans. Dans une telle simulation, deux constantes de temps se superposent, celle du forçage qui représente une source d’énergie supplémentaire pour le système, et celle de la variabilité naturelle du climat qui consiste principalement à redistribuer l’énergie entre les régions, mais ne constitue pas directement une source ou un puits d’énergie pour le système. La confrontation des simulations permet de déterminer, dans l’exemple choisi, le réchauffement climatique associé à l’injection de gaz carbonique, et de déterminer comment cette perturbation se répercute sur différents facteurs climatiques ou environnementaux. Plusieurs types de simulations d’ensemble sont également réalisés pour tenir compte des incertitudes sur les conditions aux limites, les modèles ou les perturbations considérées, comme nous le verrons dans la suite de ce chapitre. 4.3.2

Les ensembles multi-modèles

De nombreux exercices internationaux de comparaison des résultats de modèles à l’aide de simulations standards sont devenus des incontournables et fournissent des références permettant de déterminer l’état de l’art de la modélisation

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Chapitre 4. La modélisation du climat

Encadré 4.3. Les simulations du GIEC.

Pour le 5e rapport du GIEC, dont la partie sur les bases scientifiques de l’évolution du climat est sortie en septembre 2013, un ensemble de simulations regroupées sous le nom de CMIP5 a été réalisé dans les divers laboratoires mondiaux. Elles ont pour but d’évaluer les capacités des modèles à reproduire des climats variés hors du domaine où ils ont été mis au point et à se projeter dans des climats très différents de l’actuel, de fournir des projections du changement climatique à court terme et à long terme, de comprendre quelques-uns des facteurs qui conduisent à des écarts entre les projections des différents modèles. Ces simulations sont détaillées ci-dessous. En caractères gras soulignés : le cœur de l’exercice ; en italique souligné : des simulations complémentaires optionnelles du premier cercle ; en italique simple : le deuxième cercle de simulations optionnelles. Elles se classent en 5 catégories.

• Les simulations de conditions climatiques passées, pour lesquelles la concentration en CO2 est connue : climat préindustriel (1850) qui sert de référence, climat récent de 1850 à 2005 simulé d’une part avec un modèle couplé et d’autre part avec un modèle d’atmosphère seule, climat de l’Holocène moyen il y a 6 000 ans, climat du dernier maximum glaciaire il y a 21 000 ans, climat du dernier millénaire de 850 à 2005. (Périodes exposées au chapitre 7). • Les projections climatiques avec les divers chemins d’évolution de la concentration en gaz à effet de serre : RCP4.5, RCP8.5, RCP2.6, RCP6.0, RCP4.5 jusqu’en 2300, RCP8.5 et RCP2.6 jusqu’en 2300. • Les simulations pour l’étude des rétroactions climat-carbone, où la concentration du CO2 est calculée : climat préindustriel, climat récent, RCP8.5, ESM avec climatologie fixée (ESM = Earth System Model ; modèle du système climatique incluant un cycle du carbone interactif), ESM avec rétroactions. • Les simulations pour l’analyse et l’étude des nuages : 1 % CO2 (augmentation du CO2 de 1 % par an), 4 fois le CO2 préindustriel, (valeurs de 1 fois et 4 fois CO2 avec température de surface de la mer fixée la climatologie), forçage par le CO2 , aérosols de tous types, aérosols sulfatés seuls, planète entièrement recouverte d’océan. • Enfin les simulations pour détecter et attribuer l’origine du changement climatique (voir à la fin du chapitre 6) : forçages naturels seuls (solaire, volcanisme, aérosols), forçages des gaz à effet de serre seuls, forçages anthropiques seuls, forçages anthropiques sans modification de l’usage des sols, aérosols anthropiques seuls, simulation sans ozone.

à un moment donné et de mesurer les progrès réalisés entre les différentes générations de modèles. Ce type d’approche a démarré dans les années 1990 par le projet AMIP (Atmospheric model intercomparison project). Plusieurs autres projets de ce genre ont vu le jour pour évaluer les composantes individuelles entrant dans les modèles couplés, la représentation de certains processus comme

LE CLIMAT

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les nuages (projet CFMIP). La référence actuelle pour les modèles couplés est le projet CMIP (Coupled model intercomparison project) ainsi que le projet PMIP pour la modélisation des paléoclimats (voir chapitre 7). L’intérêt de ces projets est qu’ils proposent un protocole commun pour réaliser les expériences numériques, offrant ainsi la possibilité de comparer les résultats des modèles dans un cadre relativement contraint. Ils permettent d’explorer une large gamme de comportements des modèles, d’isoler leurs forces et leurs faiblesses et de tester l’origine des différences entre les résultats à l’aide d’expériences idéalisées. C’est un bon moyen aussi pour déceler les biais communs à plusieurs modèles et mesurer ainsi la capacité des modèles à représenter différentes facettes de la réalité. 4.3.3

L’évaluation des modèles

De nombreux critères entrent en jeu pour évaluer un modèle de climat. L’application envisagée du modèle est l’un des facteurs permettant de privilégier une analyse par rapport à une autre. La qualité d’un modèle dépend autant de son contenu que de sa capacité à représenter différents aspects de la variabilité climatique, le climat des dernières décennies ou les paléoclimats. Un même modèle peut également être jugé adéquat pour étudier un changement climatique, mais inadapté pour étudier des phénomènes de petite échelle, comme l’évolution des précipitations intenses en région méditerranéenne. L’ensemble des données disponibles tant pour le climat actuel que pour son évolution passée sont réquisitionnées pour tester le réalisme des modèles de climat, leur capacité à représenter correctement le cycle saisonnier moyen actuel, l’évolution du climat au cours du XXe siècle, des climats passés (voir chapitre 7) récents – les derniers mille ans – ou bien plus anciens, radicalement différents du climat actuel (figure 4.14). Plusieurs difficultés parcourent cependant ces évaluations. La première concerne la couverture spatio-temporelle des données (voir chapitre 5) et le besoin de disposer de séries longues et homogènes pour pouvoir dégager les principales caractéristiques statistiques du climat ou dégager des tendances à long terme, par exemple l’augmentation des températures sur le dernier siècle. La seconde est que les observations échantillonnent la trajectoire particulière suivie par le climat de la Terre et ne permettent pas d’explorer les autres trajectoires qui auraient été possibles. Le recours aux ensembles de simulations permet d’estimer la ou les trajectoires les plus probables pour le modèle et de comparer si les statistiques du climat simulé sont compatibles avec les observations. Une évaluation objective demande aussi de définir une mesure de l’accord modèle-données qui doit tenir compte des incertitudes des observations et des simulations. Ces différents éléments ne sont pas toujours disponibles.

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Chapitre 4. La modélisation du climat

F IGURE 4.14. L’évaluation des modèles fait appel à des données d’origines variées : mesures en labo, données de terrain, sorties de modèles. . . qui sont comparées aux résultats des modèles exploités de différentes façons selon qu’on les laisse calculer sans contraintes ou qu’on fixe des contraintes telles que forçages, données climatologiques, observations. . .

La première question est de savoir si, lorsque l’on a mis dans un ordinateur les équations de la dynamique, de la physique, de la biogéochimie et qu’on laisse tout ce petit monde interagir, on représente effectivement le climat de notre planète. Heureusement, la réponse est oui : tous les modèles représentent les grandes lignes du climat de la Terre avec les grands contrastes géographiques, la saisonnalité et des aspects de la variabilité interannuelle. La réponse devient plus nuancée lorsque l’on compare plus finement les caractéristiques régionales et les amplitudes. La figure 4.15 montre par exemple la façon dont les modèles représentent les précipitations. Ils représentent les grands contrastes entre la Terre et l’océan, ou entre les régions tropicales et les moyennes et hautes latitudes, que ce soit du point de vue des structures des champs représentés, ou des intensités. Cette moyenne d’ensemble de plusieurs modèles fait apparaître quelques biais systématiques, qui persistent de génération de modèles en génération de modèles et pour lesquels il est encore difficile de trouver un remède. En particulier, la zone de pluies intenses (zone de convergence du Pacifique sud) est trop limitée en latitude dans la majorité des simulations. Les régions équivalentes dans les autres bassins océaniques ont aussi tendance à être sous-estimées. Le déficit de précipitation simulée dans cette région résulte du cumul des difficultés à représenter correctement la convection atmosphérique et les processus turbulents en surface en lien avec le sol dans la région amazonienne. Pour avoir une mesure quantitative de l’accord modèle-données, les comparaisons visuelles sous forme de cartes comme la figure 4.15, sont complétées par

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(a)

(b)

F IGURE 4.15. Cartes des précipitations moyennes annuelles. Les observations, en haut, et les précipitations calculées par la moyenne des simulations de tous les modèles, en bas, présentent des fortes analogies, mais les modèles sous-estiment les précipitations autour de 30◦ sud dans le Pacifique et sur la côte ouest de l’Amérique du Sud.

des indicateurs, dont les plus simples utilisent les corrélations entres les cartes observées et simulées, ou la mesure des différences quadratiques moyennes. À titre d’exemple, la figure 4.16 donne une mesure de l’évolution de la représentation de la température de l’air à 2 m au-dessus du sol et de celle des précipitations entre les générations de modèles utilisées successivement pour les simulations du projet CMIP2 (2000), CMIP3 (2005) et CMIP5 (2013). D’autres diagnostics plus élaborés permettent de tenir compte des incertitudes des variables et des autocorrélations spatiales des champs considérés, pour privilégier les structures climatiques de grande échelle. Les dernières années ont vu la montée en puissance de nouveaux diagnostics permettant d’évaluer les processus représentés ou leur fonctionnement en interaction avec les nombreux autres phénomènes intervenant dans un modèle. Cette démarche s’appuie en général sur le résultat de modèles simples qui

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Chapitre 4. La modélisation du climat

F IGURE 4.16. Évolution de la corrélation entre les cartes de température. CMIP2, CMIP3 et CMIP5 ont produit ces résultats pour 2000, 2005 et 2013 respectivement. On note une diminution de la dispersion des résultats entre modèles, conduisant à une amélioration de la corrélation. Les points noirs sont les résultats des différents modèles, les gros ronds verts sont la médiane de ces résultats.

permettent de caractériser le phénomène ou les interactions considérées. Les critères doivent également permettre de vérifier que les différents types de variabilité sont bien représentés. La figure 4.17 illustre ce type de comparaison modèles-données pour les régions affectées par le phénomène de mousson à l’échelle saisonnière. Ces régions ont un renversement des vents entre l’été et l’hiver, et sont caractérisées par une saison sèche, et une saison très humide lorsque l’air chaud et humide des océans tropicaux est apporté sur le continent, où il donne lieu à de fortes précipitations. Enfin, l’une des meilleures façons de s’assurer qu’un modèle intègre la gamme de processus et rétroactions permettant d’aborder les projections climatiques est de le tester dans un contexte différent du climat actuel, pour lequel aucune paramétrisation ou élément de construction du modèle n’ont été spécifiquement prévus. Les simulations des paléoclimats (voir chapitre 7) permettent de telles vérifications. Les reconstructions climatiques à partir de différents indicateurs sont en général des mesures indirectes des températures, précipitations ou vent. Certaines archives comme les pollens reflètent des variables bioclimatiques (température du mois le plus froid, température du mois le plus chaud, degrés fois jours de croissance, indice d’humidité) qui décrivent mieux la vie des plantes et donc sont mieux restituées à partir des pollens que les températures d’hiver ou d’été. Des synthèses de données permettent d’avoir accès à des reconstructions à grande échelle. Pour la période d’il y a 6 000 ans marquée par un changement de la répartition de l’ensoleillement (effet de l’orbite terrestre), la figure 4.18 compare les précipitations simulées issues de la moyenne d’ensemble des simulations du projet PMIP avec les reconstructions issues de pollens de lacs et de macrorestes (voir le chapitre 7 pour ces reconstructions). L’augmentation des précipitations

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(a)

(b)

(c)

(d)

F IGURE 4.17. Représentation du domaine affecté par le phénomène de mousson et de son intensité. Les régions de mousson sont caractérisées par un écart entre l’amplitude saisonnière des précipitations – écart entre l’été et l’hiver – supérieur à 2,5 mm par jour. L’intensité représente le rapport entre l’amplitude saisonnière et la moyenne annuelle des précipitations en chaque lieu.

F IGURE 4.18. Changement de précipitations (moyenne annuelle en mm par jour) entre le climat d’il y a 6 000 ans et le climat préindustriel. Les cumuls annuels de précipitations (ronds) issus des archives naturelles décrites dans le chapitre 7 sont comparés aux simulations (moyenne des modèles).

liée au renforcement du phénomène de mousson est reproduite par les modèles, bien que légèrement sous-estimée. En revanche, l’assèchement le long de la bordure est de l’Amérique du Nord est sous-estimé.

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Chapitre 4. La modélisation du climat

Quand cela est possible, la modélisation des observables (simulateurs de nuages, d’isotopes ou d’autres traceurs) permet de comparer directement les sorties des modèles et les observations. Par exemple, pour pouvoir comparer les nuages simulés avec les données issues de l’observation spatiale, des simulateurs de ce que les satellites en détecteraient sont introduits dans les modèles (figure 4.19).

F IGURE 4.19. Au sein d’un train de satellites, l’Aqua train, destiné à l’observation simultanée de divers paramètres de la surface terrestre et de l’atmosphère, le lidar embarqué sur CALIPSO mesure les caractéristiques des diverses couches de nuages. Dans la simulation, des modules calculent les nuages tels que vus par le satellite. Les comparaisons modèles-mesures sont ainsi plus justes.

Un aspect nouveau est de tirer parti de climats passés pour identifier les comportements extrêmes qui s’avèreraient incompatibles avec des observations. Bien que les résultats des modèles de climat soient examinés sous de nombreux angles, il n’est pas possible de dire de façon absolue qu’un modèle est meilleur qu’un autre. Il est possible d’isoler des modèles ou groupes de modèles ayant des comportements extrêmes mais, suivant les critères choisis ou l’application visée, l’ordre de mérite des modèles diffère. Rien ne garantit non plus qu’un modèle jugé bon par rapport au climat actuel produise un changement climatique plus fiable qu’un autre. Les bonnes pratiques d’utilisation d’ensembles

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multi-modèles pour l’étude du changement climatique recommandent, en l’absence de véritable critère de choix, de garder l’ensemble des résultats dans les analyses. C’est ce qui est fait pour les projections vers le passé comme vers le futur (chapitre 8) : on utilise l’ensemble de toutes les simulations disponibles. 4.4

Les modèles de complexité intermédiaire

Les modèles de complexité intermédiaire sont basés sur les mêmes principes, mais des hypothèses supplémentaires sont faites pour traiter de façon intégrée certains phénomènes ou simplifier la représentation géographique. La complexité et le traitement des processus dynamiques et physiques de l’atmosphère et de l’océan varient fortement d’un modèle à l’autre. À titre d’exemple, l’un des premiers modèles de ce type, développé à Louvain-la-Neuve en Belgique, considérait les équations en moyenne zonale – par latitude –, tout en tenant compte de différences entre l’océan et l’atmosphère pour le couplage avec des modèles d’océan zonaux et sectoriels. D’autres modèles considèrent un océan tridimensionnel couplé avec une atmosphère simplifiée, de façon à pouvoir mieux traiter les contraintes géographiques des formations d’eau profonde dans l’océan. Le temps de calcul de ces modèles est très court au regard des modèles de circulation générale et ils sont donc largement utilisés sur les climats passés pour comprendre les variations climatiques à long terme. De la même façon, ils permettent de réaliser de larges ensembles de simulations et aident à traiter les incertitudes des projections climatiques futures. Ce sont aussi les premiers modèles qui ont évolué de la notion de modèles couplés océan-atmosphère à des modèles du système Terre incluant le couplage avec la dynamique de la végétation ou de la calotte glaciaire. 4.5

Les modèles régionaux

Les modèles de circulation générale ont en général une résolution ne permettant pas de simuler la variabilité spatiale du climat à l’échelle d’un continent comme l’Europe ou d’un pays comme la France. Afin de mieux représenter les phénomènes météorologiques à ces échelles régionales et de pouvoir y transposer les résultats des modèles globaux, les modèles régionaux sont appelés à la rescousse. Il en existe plusieurs types. Ils sont basés sur les mêmes principes que les modèles globaux décrits ci-dessus. Certains modèles globaux incorporent une possibilité de zoom qui permet de raffiner la grille sur une région (figure 4.20). Les modèles à aire limitée résolvent les équations primitives sur un domaine restreint. En plus des conditions aux limites décrites pour

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Chapitre 4. La modélisation du climat

les modèles globaux, il faut également fournir les conditions de température, humidité et vent (ou courant pour l’océan) sur la grille tridimensionnelle au bord du domaine. Pour éviter les perturbations induites par ces frontières, de nombreux groupes recourent à un emboîtement de domaines ayant des résolutions de plus en plus fines, ce qui permet aussi d’obtenir une forte résolution dans une région cible. Les simulations régionales sont souvent réalisées à une résolution de 25-50 km lorsqu’il s’agit d’étudier des tendances multi-annuelles. Sur des périodes courtes, les simulations peuvent atteindre des résolutions inférieures à 10 km. Enfin, les méthodes statistiques permettent aussi d’effectuer des descentes d’échelles à une fine résolution tout en incorporant quelques critères physiques et dynamiques dans le processus.

F IGURE 4.20. Exemple de grille d’un modèle à aire limitée (modèle WRF, en rouge) pour des études régionales, superposée à la grille d’un modèle global de grande échelle utilisé pour fournir les conditions aux frontières (pression, vent, température, humidité) au modèle régional.

Ces modèles permettent de raffiner les impacts régionaux du changement climatique, en particulier pour les précipitations ou les événements extrêmes.

LE CLIMAT

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4.6

Conclusion

Grâce aux progrès incessants de l’informatique, le fonctionnement du système Terre peut être de mieux en mieux modélisé. Les simulations sont de plus en plus réalistes, il est possible d’intégrer davantage de processus, d’augmenter la résolution sur les processus pris en compte, et d’améliorer l’accord aux observations. Mais on est encore loin d’une représentation exacte de la réalité. Les processus physiques sont imparfaitement connus. Il n’est pas possible de les représenter exactement parce que les équations qui les décrivent n’ont pas de solution analytique et parce que les puissances d’ordinateur requises pour couvrir toutes les échelles des divers processus sont très supérieures à ce que l’informatique sait nous offrir. Est-ce nécessairement un défaut ? Non, car l’étude des processus, qui ne saurait être réalisée sans la modélisation, ne nécessite pas le même degré de sophistication que les projections à long terme. En outre, il est possible de raffiner en zoomant sur les régions que l’on souhaite étudier en détail sans pour autant nécessiter la même résolution sur l’ensemble du globe. La faculté des modèles à simuler les grands traits connus des climats passés très différents du nôtre est une bonne indication de leur capacité à prévoir quel pourra être le climat dans un environnement perturbé par rapport à la situation actuelle.

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Chapitre 4. La modélisation du climat

5 Le réchauffement Comme on le verra dans le chapitre 7, la Terre a connu des variations notables de son climat. Au XIXe siècle, de nombreux éléments avaient déjà été collectés amenant au constat que le climat de la Terre avait, dans le passé, subi de grandes variations et en particulier de multiples glaciations. Si ces évolutions n’étaient pas encore datées ou comprises, les premières explications proposaient déjà un rôle aux variations naturelles de l’effet de serre, une hypothèse formulée en 1896 par Arrhenius. C’est aussi depuis le dernier quart du XIXe siècle que s’est généralisé le suivi systématique, effectué de façon normalisée, des conditions météorologiques, grâce aux réseaux de mesures mis en place pour effectuer les prévisions du temps. Ces mesures mettent clairement en évidence un réchauffement moyen de la planète au cours du XXe siècle, réchauffement qui, comme nous le verrons, n’est uniforme ni dans le temps ni dans l’espace. Dans ce 5e chapitre, nous allons caractériser ce réchauffement. Mais d’abord, il est essentiel de bien comprendre la nécessité d’observations longues pour conclure à une éventuelle évolution du climat, à cause de la grande variabilité météorologique aux diverses échelles de temps et d’espace que nous avons vue au chapitre 3. 5.1

Les températures mesurées depuis 1880

Depuis que les températures sont mesurées de façon systématique, nous avons des indicateurs fiables de l’évolution des variables atmosphériques comme la pression, la température, les précipitations, le vent et l’humidité. Les premiers

réseaux de mesure datent du XVIIe siècle mais, à cette époque, ils étaient limités géographiquement et ils n’ont fonctionné que quelques années. Ce n’est que dans la seconde moitié du XIXe siècle qu’est apparue la nécessité de faire des prévisions météorologiques de qualité, et donc d’avoir des mesures systématiques normalisées avec une couverture spatiale et temporelle satisfaisante. Si les mesures systématiques existent depuis les années 1880, tout n’était pas parfait pour autant. Les premières mesures ont été entachées d’erreurs systématiques, faute d’une protection suffisante des instruments vis-à-vis du rayonnement solaire et du rayonnement émis par le sol. Actuellement, pour éviter ces biais, les instruments de mesure sont placés à 1,50 m du sol dans des abris correctement ventilés, où la mesure n’est perturbée ni par les intempéries ni par les rayonnements ambiants. Un exemple d’un tel abri simple est donné sur la figure 5.1. Des abris beaucoup plus sophistiqués sont utilisés dans des sites à fortes contraintes météorologiques (tempête, neige. . . ). Les séries brutes peuvent donner des informations erronées de l’évolution du climat. Les biais des premières mesures ont été estimés et ont donné lieu à des corrections, ou à une homogénéisation, dans les grandes banques de données météorologiques mondiales.

F IGURE 5.1. Un mini-abri pour station météorologique automatique utilisé par Météo France.

Depuis l’avènement des mesures météorologiques par satellite, la couverture spatiale et temporelle s’est nettement améliorée et, même si les mesures par

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Chapitre 5. Le réchauffement

satellite ne sont pas toujours exemptes d’ambiguïté (voir encadré 5.1), la précision globale s’est améliorée d’un facteur 2, passant de 0,1 ◦ C à 0,05 ◦ C sur la valeur moyenne. Il subsiste des biais nécessitant des raccordements numériques entre les diverses séries de mesures, raison pour laquelle l’évolution du climat est donnée en termes d’anomalies de températures et non de températures ellesmêmes (voir encadré 5.1). Encadré 5.1. Les problèmes des longues séries de mesures, en particulier par satellite.

La mesure par satellite fait toujours appel à un rayonnement infrarouge ou microonde émis par le corps dont on veut mesurer la température, dans la gamme de longueurs d’onde où l’atmosphère est transparente. Et au sein de la colonne atmosphérique, une partie du rayonnement est absorbé ou diffusé et d’autres corps que celui dont on veut mesurer la température peuvent émettre un rayonnement à la longueur d’onde utilisée. Il y a donc une opération complexe d’extraction de la partie utile du signal, qui nécessite la connaissance de toute la colonne atmosphérique. Sauf pour la gamme des micro-ondes, le signal n’est évidemment utilisable que là où aucun nuage ne s’interpose sur le trajet des rayons lumineux entre l’émetteur et le satellite.

La couverture complète du globe par les satellites pour la prévision météorologique nécessite l’utilisation simultanée de nombreux satellites, géostationnaires ou à orbite polaire comme le montre cette figure diffusée par EUMETSAT, l’agence européenne d’opération des satellites météorologiques.

Les mesures sur l’océan posent d’autres problèmes : l’émission infrarouge mesurable par le satellite concerne une infime pellicule, moins d’un millimètre, à la surface LE CLIMAT

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de l’eau. Cette pellicule est très influencée par le rayonnement solaire, le vent. . . L’émission micro-onde est moins perturbée par les conditions ambiantes que la mesure infrarouge. Elle intéresse le premier centimètre d’eau sous la surface. Raccorder ces mesures à celles faites par bateau à environ un mètre sous la surface de l’eau n’est pas toujours évident. En outre, aucun instrument de mesure n’est parfait ni parfaitement stable. Les possibilités de contrôles et d’interventions sont très limitées sur un instrument qui tourne dans l’espace à 800 km d’altitude pour les satellites défilant à orbite polaire, ou à 36 000 km d’altitude pour les satellites géostationnaires (figure). De fait, on observe généralement une discontinuité dans la série des valeurs mesurées quand on passe d’un satellite à un autre, discontinuité qui doit être corrigée : ces divers instruments sont intercalibrés. Une conséquence de ces nécessaires corrections est que les climatologues ne présentent généralement pas les températures elles-mêmes, mais leurs évolutions : leurs « anomalies » par rapport à une référence. Ainsi, même si la référence n’est pas connue avec une précision absolue, on est sûr de la valeur de l’anomalie puisque les mesures par les divers instruments sont raccordées entre elles.

F IGURE 5.2. Anomalie par rapport à la moyenne sur les années 1961 à 1980 de la température moyenne globale de 1880 à 2010. Le temps qu’il fait, de même que la température, ont une variabilité à court terme considérable ; il est donc nécessaire de moyenner les mesures sur des périodes suffisamment longues pour voir se dégager la tendance. Si la courbe des moyennes annuelles (figure de gauche) semble stagner depuis 2000, la moyenne décennale (figure de droite) montre clairement une croissance soutenue, chacune des trois dernières décennies étant plus chaude que la précédente et plus chaude que toutes celles qui ont précédé. C’est le cas non seulement pour les observations présentées ici, mais il semble que ce soit aussi le cas par rapport aux 1 400 dernières années (voir chapitre 7).

L’évolution de la température moyenne globale depuis le début des mesures météorologiques systématiques est présentée sur la figure 5.2. On peut schématiquement diviser cette figure en quatre périodes : une température présentant des larges oscillations mais sans tendance marquée jusque vers 1920. Ensuite une première croissance jusqu’au début des années 1940, une légère

110

Chapitre 5. Le réchauffement

décroissance jusque dans les années 1970, suivie par une forte augmentation. Le réchauffement se poursuit, mais de manière plus lente, dans la première décennie du XXIe siècle (on parle de ralentissement du réchauffement). Les données montrent que cette décennie est la plus chaude depuis le début des mesures météorologiques (figure 5.2, à droite). Variable au cours du temps, cette évolution du climat est aussi très diverse d’un point à l’autre comme le montre la carte de l’évolution de la température moyenne annuelle à la surface du globe (figure 5.3). Les faits saillants de cette carte sont un réchauffement ou à tout le moins une absence de refroidissement, quasi universels, ainsi qu’une grande variabilité géographique dans l’ampleur du changement. Les hautes latitudes de l’hémisphère nord sont les zones qui se sont le plus réchauffées. Les continents se sont nettement plus réchauffés que les océans. Et, comme le montre la distribution en latitude du réchauffement (figure 5.4), l’hémisphère nord s’est réchauffé notablement plus que l’hémisphère sud, ce qui est la conséquence simple de la répartition des continents localisés essentiellement dans l’hémisphère nord.

F IGURE 5.3. Écart entre les températures moyennes sur la période 2001-2011 et sur la période 1951-1980. Les zones en grisé sont celles pour lesquelles les données sont insuffisantes pour permettre ce calcul. On assiste à un réchauffement qui intéresse l’ensemble de la Terre, nettement plus important sur les continents, et maximum dans l’Arctique.

Pour décrypter une telle variation aux dépendances géographiques et temporelles importantes, il faut avoir en tête les particularités de la circulation océanique y compris les couplages entre océan et atmosphère, décrits dans le troisième chapitre de cet ouvrage, ainsi que les nombreuses interactions et rétroactions entre climat et environnement, exposées dans la deuxième partie.

LE CLIMAT

111

F IGURE 5.4. Moyenne zonale (c’est-à-dire par bandes de latitude) de l’écart entre la température moyenne sur la période 2001-2011 et sur la période 1951-1980. Cet écart, positif à toutes les latitudes, est surtout marqué dans l’hémisphère nord et croît fortement avec la latitude.

F IGURE 5.5. Le nombre de journées chaudes (T > 25 ◦ C) par an a augmenté en moyenne de plus de 50 % entre 1950 et 2010, tant à Paris qu’à Toulouse. La variabilité d’une année sur l’autre est importante, mais les années ayant le moins de journées estivales dans la dernière décennie en ont toujours eu au moins autant (à Paris) ou nettement plus (à Toulouse) que la moyenne vers 1950.

112

Chapitre 5. Le réchauffement

5.2

Des témoins du réchauffement dans l’environnement

La température globale s’est réchauffée de près d’un degré Celsius au XXe siècle, avec une accélération du réchauffement dans les dernières décennies. Ca réchauffement s’est imprimé de manière probante dans l’environnement, particulièrement dans la biosphère et la cryosphère. Quelques exemples vont illustrer ces impacts du réchauffement. 5.2.1

Les températures extrêmes

Le nombre moyen de jours de gel par an a décru, passant de 90 en 1950 à 62 en 2008 à Nancy, et de 44 à 26 à Toulouse. Le nombre de journées avec une température supérieure à 25 ◦ C s’est sensiblement accru comme le montre la figure 5.5 pour Paris et Toulouse. Bien que chacune de ces courbes soit limitée à une seule localisation, elles sont représentatives d’un phénomène affectant de larges régions. 5.2.2

Fonte de la banquise et des glaciers

L’un des exemples les plus frappants est la diminution de la surface de la banquise arctique à la fin de l’été. Sa surface moyenne en septembre a diminué de plus de 10 % par décennie depuis le début de son suivi par satellite en 1979. La tendance (figure 5.6) serait à une accélération de ce phénomène. En outre, l’épaisseur de la banquise est elle aussi en nette diminution. On n’a pas encore un grand recul dans le suivi de ce phénomène, le premier satellite dédié a été lancé en 2003. La glace de la banquise est de plus en plus jeune : 57 % de la surface était constituée de glace de 5 ans ou plus en 1987 ; cette fraction était tombée à moins de 5 % en 2007. Comme la glace de mer s’épaissit avec les années, une glace plus jeune signifie une glace moins épaisse. C’est donc non seulement la surface de la banquise mais aussi son volume qui décroît rapidement. La banquise antarctique ne présente pas le même type d’évolution (voir l’encadré 5.2) du fait de conditions de circulation atmosphérique et océanique très différentes. L’Antarctique est un vaste continent entourant le pôle Sud. Ce continent et l’océan austral qui l’entoure sont protégés des incursions d’air ou d’eau chauds venant du nord par une circulation quasi ininterrompue des courants océaniques et des vents autour du continent dans le sens ouest-est. De ce fait, la région est beaucoup moins soumise au réchauffement que l’Arctique, et l’extension de la glace de mer a légèrement augmenté dans les dernières décennies, de façon variable avec les secteurs. Le phénomène de réduction de la cryosphère ne se limite pas à la banquise arctique. La plupart des glaciers continentaux ont vu leur volume baisser de manière très substantielle. Le volume d’un glacier est contrôlé par deux phénomènes : il est alimenté par les précipitations neigeuses ; il perd de sa substance LE CLIMAT

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F IGURE 5.6. Depuis que l’on peut suivre de façon continue la surface de la banquise par satellite, on a constaté une diminution très importante de sa surface à la fin de l’été mais aussi une diminution à la fin de l’hiver : la surface libérée de sa glace par la fonte estivale ne regèle pas complètement en hiver. La décroissance de la surface sur le mois de septembre, de plus de 10 % par décennie en moyenne depuis 1979, semble s’accélérer dans la dernière décennie.

par fusion, par sublimation, ou, dans le cas d’un glacier aboutissant à la mer ou un lac, par vêlage (formation d’icebergs). Dans le cas des glaciers alpins, la disparition se fait essentiellement par fusion de la glace. Si l’on excepte de rares glaciers dans certains secteurs de l’Himalaya où les chutes de neige associées aux moussons ont augmenté, la quasi-totalité des glaciers continentaux sont en diminution depuis la fin du Petit Âge Glaciaire, et cette diminution s’est accrue dans les dernières décennies. Un exemple est donné sur la figure 5.7 : le nez de la mer de Glace a reculé de 1 800 m entre 1823 et 1995. Les calottes polaires du Groenland et de l’Antarctique sont aussi affectées par le réchauffement. La fonte d’une partie de leur glace contribue significativement à l’élévation du niveau de la mer. Ce point sera traité plus en détail dans la suite de l’ouvrage. Enfin, le pergélisol, ce sol des hautes latitudes qui est gelé en profondeur, réagit également au réchauffement. La couche active superficielle (celle qui fond en été) devient plus profonde, déstabilisant certaines infrastructures et fragilisant le littoral. 114

Chapitre 5. Le réchauffement

Encadré 5.2 La banquise arctique et la banquise antarctique.

La situation géographique des deux pôles est très différente. Le pôle Nord est au milieu d’une mer cernée par des continents. Les courants océaniques de surface y apportent de la chaleur et font dériver lentement la banquise du Pacifique vers l’Atlantique. Coincée entre les continents, la banquise ne peut avoir un déplacement d’ensemble. De ce fait, elle se fissure et les plaques de glace se heurtent et se chevauchent, ce qui accroît l’épaisseur de la glace et en favorise la longévité. Le pôle Sud est situé au milieu d’un vaste continent, l’Antarctique, entouré par l’océan libre. De ce fait, la banquise qui se forme autour du continent peut se déployer largement et être entraînée vers de plus basses latitudes où elle va fondre en été. De plus, cette situation de continent polaire fait que les vents et les courants tournent continûment autour de lui pendant l’hiver austral, l’isolant des apports de chaleur venant des latitudes tempérées. Cela favorise la formation hivernale d’une large couronne de glace de mer autour du continent, glace qui va disparaître presque complètement en été (voir figure). Le réchauffement climatique accroît la fonte estivale de la glace de mer, mais il peut aussi accroître la surface gelée en hiver dans la mesure où une plus grande quantité d’eau douce est amenée à la mer par la fusion estivale de la calotte continentale. Cette eau douce, qui flotte en surface, peut congeler plus facilement. Banquise arctique en haut et Antarctique en bas. La colonne de gauche montre la situation pour le mois de mars, début du jour à l’intérieur du cercle polaire nord et fin du jour pour le cercle polaire austral. La colonne de droite montre la situation symétrique : fin de l’été boréal et début de l’été austral, en septembre. La banquise antarctique à la fin de l’hiver est beaucoup plus vaste que la banquise arctique dans la même situation, décalée de 6 mois. Mais la fonte de la banquise antarctique est quasi totale alors que, dans la situation présente, malgré une fonte accrue, la banquise arctique ne perd qu’une fraction limitée de son extension au cours de l’été.

L’extension de la banquise antarctique présente une forte variabilité tant dans l’espace, selon les secteurs autour du continent, que dans le temps, d’une décennie sur l’autre.

LE CLIMAT

115

F IGURE 5.7. Comme la quasi-totalité des glaciers sur les continents, la Mer de Glace (figures du haut) a considérablement reculé depuis un siècle et demi. Alors que dans les années 1820 elle menaçait le village de Praz dans la vallée de Chamonix, son front de glace est maintenant loin de la vallée. Quand la photo à droite a été prise en 1995, il avait reculé de 1,8 km. Les autres glaciers ont connu une évolution comparable : les figures du bas montrent l’évolution du bilan de masse (enneigement moins fonte) de trois autres glaciers des Alpes depuis 1900. Les étés très chauds comme 2003 ont accéléré la perte de masse ; à l’inverse, les hivers très neigeux ou les étés frais ont ralenti celle-ci.

5.2.3

Phénologie des êtres vivants

Le réchauffement a déjà produit des modifications tangibles dans le cycle végétatif des plantes et dans les zones occupées par des espèces animales et végétales. En France, on peut par exemple citer les dates de vendanges (figure 5.8) qui sont de plus en plus précoces sur tous les vignobles, avec un accroissement notable des teneurs en sucre du raisin. Les floraisons des arbres fruitiers sont avancées de 7 à 8 jours pour les pommiers, 10 à 11 jours pour les poiriers. Les forêts montent an altitude : 3 m par an pour les hêtres dans les Pyrénées.

116

Chapitre 5. Le réchauffement

Signalons néanmoins que cet effet est combiné à celui de l’abandon de pâturages d’altitude. Citons aussi les dates de débourrage des bourgeons plus précoces, les saisons de végétation active plus longues.

F IGURE 5.8. Depuis 1940, les dates de début des vendanges sont de plus en plus précoces dans l’année. À Châteauneuf-du-Pape, elles ont été avancées de trois semaines.

F IGURE 5.9. L’aire de nidification de la chenille processionnaire du pin s’est sensiblement étendue vers le nord au cours des dernières décennies. Cette progression semble liée essentiellement au réchauffement climatique. La carte de droite montre l’invasion de la région parisienne.

LE CLIMAT

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La chenille processionnaire du pin, dont l’habitat est lié à la température, migre vers le nord, à raison de 2,7 km par an depuis 1970, et 4 km par an dans la dernière décennie (figure 5.9). On constate également une évolution dans la migration des oiseaux. Ainsi, alors qu’aucune oie cendrée ne passait l’hiver en France jusque dans les années 1960, elles sont maintenant des milliers à ne plus faire le voyage vers des contrées plus chaudes d’Espagne ou d’Afrique (figure 5.10) et on en trouve jusqu’en Scandinavie. La cigogne blanche a commencé à hiverner en France en 1990. De leur côté, les canards sont de moins en moins nombreux à passer l’hiver en France : ils préfèrent des contrées plus nordiques, plus froides. Ces évolutions que l’on observe chez de nombreux oiseaux communs se manifestent aussi avec les papillons.

F IGURE 5.10. Avec le réchauffement, les oies cendrées n’éprouvent plus le besoin d’aller en Espagne ou en Afrique pour passer l’hiver. Elles sont environ 15 000 à hiberner en France.

Une évolution similaire est observée dans les océans. Les espèces, plancton, poissons, migrent vers le nord, au fur et à mesure que les eaux se réchauffent. Celles qui affectionnent une eau très froide voient leur espace de vie se réduire au fur et à mesure du réchauffement (figure 5.11). Le réchauffement de l’océan ne se limite pas aux eaux de surface. Les mesures automatisées des bouées ARGO ont mis en évidence un réchauffement important jusqu’à 2000 m de profondeur. Ainsi, on assiste à une augmentation de la chaleur contenue dans les océans qui contribue à une montée du niveau de la mer, au rythme actuel de 3 mm par an.

118

Chapitre 5. Le réchauffement

Espèces tempérées -froides

Espèces subarctiques

1958-1981

1958-1981

1958-1981

1982-1999

1982-1999

1982-1999

2003-2005

2003-2005

2006-2005

Espèces pseudoocéaniques tempérées

0°N

60°N

60°N

0°N

50°N

50°N

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0

F IGURE 5.11. Diverses espèces planctoniques ont été suivies dans l’Atlantique Nord. Ces espèces sont classées en fonction du type d’eau (température) où elles prospèrent. On constate que toutes les espèces ont migré vers le Nord, à l’exception de celles qui en avaient fait leur habitat et qui voient celui-ci se rétrécir au fur et à mesure que les eaux se réchauffent.

5.3

Qu’est-ce qui peut faire changer le climat ?

Le climat global résulte de l’équilibre entre l’énergie entrante et l’énergie sortante. Cecla s’applique à l’échelle globale. À l’échelle locale, nous avons vu que la chaleur reçue du soleil était maximale à l’équateur et minimale aux pôles, et

LE CLIMAT

119

que la machine climatique redistribuait la chaleur, transportée par l’atmosphère et l’océan. Il faut distinguer les changements climatiques liés à une perturbation de l’équilibre global et les changements climatiques liés à une modification de la redistribution de la chaleur par la machine climatique. 5.3.1

Les changements globaux

Un changement est qualifié de global si au moins un paramètre climatique est modifié en moyenne globale de façon durable. Ainsi, un réchauffement de la température moyenne globale est un changement global. Le fonctionnement du climat fait que l’évolution d’un paramètre climatique se répercute sur d’autres paramètres qui vont aussi évoluer. Nous avons vu que ce qui détermine le climat, c’est la condition d’équilibre, statistique, entre l’énergie reçue, provenant du soleil, et l’énergie qui repart vers l’espace. Toute modification de l’environnement au sens large, qui rompt cet équilibre, va entraîner une évolution du climat. Le déséquilibre créé est désigné quantitativement sous le nom de forçage. Le forçage va provoquer une évolution du climat qui va tendre à restaurer un bilan énergétique (entrée – sortie) nul. L’inertie du système fait que le nouvel équilibre pourra mettre un temps long à s’établir. Les rétroactions du système climatique pourront amplifier ou réduire le forçage initial. Cela a été décrit à la fin du chapitre 2. La quantité d’énergie reçue va dépendre du flux solaire incident à l’entrée de l’atmosphère, lui-même dépendant de l’activité solaire et de la distance SoleilTerre. L’énergie qui repart vers l’espace est constituée de la fraction du rayonnement solaire qui est rétrodiffusée (albédo), ainsi que du rayonnement infrarouge thermique qui s’échappe vers l’espace. Tout ce qui fait varier la transparence de l’atmosphère, tant au rayonnement incident qu’au rayonnement infrarouge, va avoir une influence sur le flux d’énergie sortante. La nébulosité, la composition de l’atmosphère, les aérosols, vont être à l’origine de telles modifications. L’énergie sortante va aussi dépendre de ce qui est rediffusé ou absorbé par la surface et de sa température. Ainsi, une modification de l’état de la surface, ou de la répartition géographique des continents (aux échelles de temps géologiques), va avoir une répercussion sur le climat. 5.3.2

Les changements régionaux

Le système climatique présente une forte variabilité, couplée ou non à des oscillations océaniques. La machine climatique redistribue à la surface du globe de la chaleur reçue du soleil, maximale aux basses latitudes. Une modification du transport par l’un des fluides va causer une répartition différente des températures à la surface du globe. Cela est particulièrement flagrant lors des périodes

120

Chapitre 5. Le réchauffement

glaciaires (chapitre 7) ponctuées par des réorganisations brutales de la circulation de l’océan Atlantique qui ont affecté notablement les températures des hautes latitudes, en opposition de phase entre l’hémisphère nord et l’hémisphère sud. De telles modifications géographiques ne vont pas affecter notablement la température moyenne globale mais seront fortement ressenties localement. 5.3.3

Le court terme

On ne mettra jamais trop en garde contre la tendance fréquente, en particulier dans les médias, à considérer un événement ponctuel comme un signe de l’évolution de celui-ci. La figure 5.12 illustre l’importance relative des fluctuations de la température globale et de son évolution moyenne au cours des trois dernières décennies. L’amplitude des fluctuations est bien supérieure, 0,5 ◦ C d’une année sur l’autre, à la tendance moyenne, qui est de 0 + 0,4 ◦ C sur le total de la période. Dans

F IGURE 5.12. Le réchauffement observé au cours des dernières décennies a été modulé par divers événements. Cette figure montre bien le refroidissement qui a suivi l’éruption du volcan Pinatubo (septembre 1991) et les modulations positives ou négatives qui accompagnent les événements El Niño (en rouge sur la courbe du bas) ou La Niña (en bleu sur la courbe du bas). Cela illustre encore une fois le fait qu’il faut une période longue pour détecter un changement graduel du climat.

LE CLIMAT

121

cette période, les fluctuations les plus marquantes sont corrélées à l’éruption du Pinatubo, et aux phénomènes El Niño et La Niña comme on l’a vu dans les chapitres précédents. 5.4

Conclusion

Les dernières décennies ont été marquées par un réchauffement à l’échelle du globe. Ce réchauffement n’est pas uniforme. Maximal aux hautes latitudes, il est plus marqué sur les continents que sur les océans, et par conséquent plus marqué dans l’hémisphère nord que dans l’hémisphère sud. À cette variabilité géographique se superpose une variabilité temporelle, due à court terme au caractère chaotique de la météorologie, et, à l’échelle interannuelle, à des oscillations internes du système comme El Niño - La Niña ou à des éruptions volcaniques. Il est donc patent que, pour déceler une variation du climat global, il est nécessaire de suivre les conditions météorologiques sur une période longue sur l’ensemble de la Terre et de ne pas se contenter d’observations localisées ou simplement événementielles. Cela implique de faire appel à de nombreuses séries d’instruments de mesure précis. Ces instruments sont soigneusement intercalibrés par rapport à une référence commune. Les résultats des mesures sont par conséquent donnés par des écarts à une référence, désignés sous le nom d’anomalies. Un changement du climat global, comme celui qui est en cours, est causé par un déséquilibre du bilan énergétique terrestre. Ce déséquilibre se traduit par une augmentation de l’énergie stockée dans les enveloppes superficielles du globe. 93 % de l’énergie a été absorbée par les océans, dont la température a augmenté et le niveau monté, 3 % par la cryosphère qui fond et s’amenuise, 3 % dans les sols, et seulement 1 % dans l’atmosphère. Nous allons voir dans le chapitre suivant comment l’homme a rompu cet équilibre.

122

Chapitre 5. Le réchauffement

6 Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels Pour satisfaire ses besoins alimentaires et en énergie, l’homme a domestiqué une grande partie de la nature de notre planète. Il a défriché, modifié les cours d’eau, implanté villes et routes, brûlé en 150 ans une bonne partie du carbone que la nature avait mis des millions d’années à enfouir dans son sous-sol sous forme de charbon, de gaz ou de pétrole, développé une agriculture intensive avec apports massifs d’engrais, développé l’élevage de ruminants pour son alimentation. . . Tout ceci a modifié de façon appréciable la composition de l’atmosphère, une modification dont les spécialistes prévoient depuis plus d’un siècle qu’elle aura des conséquences sur le climat. De fait, les climatologues attribuent la majeure partie du réchauffement observé depuis plusieurs décennies à l’augmentation de l’effet de serre due aux activités humaines. Nous allons voir dans ce chapitre quelles sont les causes en jeu dans le réchauffement observé, sans oublier les facteurs naturels.

6.1

Le dioxyde de carbone CO2

Le composé ayant joué le rôle le plus important pour dans l’évolution récente du climat est le dioxyde de carbone, le fameux CO2 . C’est donc par lui que nous commençons de passer en revue les modifications environnementales ayant un impact sur le climat. Le réchauffement décrit au chapitre précédent est observé depuis la fin du Petit Âge Glaciaire, et s’est accéléré dans les dernières décennies du XXe siècle.

Il avait été préssenti dès 1896 par Arrhenius. En utilisant les données de transmission de la lumière infrarouge provenant de la lune, mesurées à diverses latitudes, avec diverses inclinaisons des rayons par rapport à la surface de la Terre, il avait fait le calcul de ce que donnerait un doublement de la quantité de CO2 contenue dans l’atmosphère. Ses calculs indiquaient que ce doublement de concentration entraînerait un réchauffement de 5 ◦ C en moyenne et que ce réchauffement serait maximum aux hautes latitudes. Sachant que la société humaine brûlait des quantités appréciables de charbon, il en avait conclu que la Terre allait se réchauffer, qu’il ferait moins froid aux pôles, et que ce serait bien agréable. Mais, avec les quantités brûlées à l’époque, ce doublement du CO2 ne devait pas arriver avant quelques millénaires. Le calcul d’Arrhenius n’était pas exempt de défauts. En effet, les données dont il disposait ne couvraient qu’une partie restreinte du domaine d’absorption des infrarouges par le CO2 , et il avait fait l’approximation de la vitre pour son effet de serre, toutes choses qui, on l’a vu dans le chapitre 2 de ce livre, ne sont pas correctes. D’ailleurs, un spectroscopiste comme Knut Angström ne s’est pas privé de critiquer ces calculs, en se basant sur la mesure de l’absorption des infrarouges pour 0,5, 1 et 2 fois la quantité de CO2 contenue dans la colonne atmosphérique. L’absorption variait très peu. L’absorption par le CO2 dans l’atmosphère étant saturée, une mesure d’absorption simple ne donne effectivement de dépendance avec la concentration que sur les ailes des raies d’absorption, c’està-dire là où l’absorption n’est justement pas saturée. Le point important est que l’atmosphère ne fonctionne pas comme une vitre. Pour calculer proprement l’effet de serre lié au CO2 , il faut tenir compte des émissions et des absorptions tout le long de la colonne atmosphérique comme expliqué dans la section sur l’effet de serre. Cela a été compris en 1938 par Callendar. 6.1.1

L’accumulation du CO2 dans l’atmosphère

Dès les années 1950, des scientifiques ont commencé à s’inquiéter de l’effet qu’allait produire l’accroissement de la teneur atmosphérique en CO2 . Des mesures isotopiques ont montré clairement une diminution du taux de carbone 14 dans le dioxyde de carbone atmosphérique. Cette diminution atteste de l’origine fossile du CO2 . En effet, le carbone 14, radioactif, formé par l’action des rayons cosmiques sur l’azote de l’atmosphère, a une demi-vie de 5 700 ans, ce qui implique que le carbone fossile, enfoui dans le sous-sol depuis des millions d’années, ne contient évidemment plus de carbone 14. Toujours dans les années 1950, grâce aux ordinateurs, le calcul complet de la transmission des rayonnements infrarouges dans toute la colonne atmosphérique a pu être réalisé. À la fin des années 1950, sous l’instigation de Roger Revelle qui, en 1957, avait lancé son cri

124

Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

d’alarme sur l’expérience en vraie grandeur que l’homme était en train de faire sur la nature, Keeling a mis en place des mesures systématiques du CO2 atmosphérique sur le site de Mauna Loa, à Hawaï, un site choisi pour son éloignement de toute activité industrielle génératrice d’émissions fluctuantes de CO2 . Les mesures n’ont jamais cessé sur ce site depuis lors (figure 6.1). À la fin des années 1950 aux États-Unis, et au début des années 1960 en Union soviétique, les premières mises en garde ont été adressées au grand public par les scientifiques.

F IGURE 6.1. Depuis 1958, la concentration atmosphérique du CO2 est mesurée en continu à l’observatoire de Mauna Loa à Hawaï. La courbe rouge donne les valeurs mensuelles. Elle est marquée par un fort signal saisonnier. Mauna Loa se trouve dans l’hémisphère nord, l’hémisphère où dominent les continents couverts de végétation. La végétation absorbe le CO2 dans la photosynthèse pendant sa période active ; en toutes saisons, elle respire et émet du CO2 . En période active, la photosynthèse l’emporte largement sur la respiration, ce qui fait notablement diminuer la concentration de CO2 . En période hivernale, il n’y a plus que la respiration, et la concentration de CO2 augmente. Les maximums saisonniers sur la courbe rouge sont en hiver, les minimums en été. La courbe noire, corrigée des effets saisonniers, donne l’évolution moyenne de la concentration. Elle montre le résultat net sur la concentration, des émissions et des puits de CO2 , tant naturels qu’anthropiques.

La courbe du CO2 de Mauna Loa montre l’augmentation continue du CO2 atmosphérique depuis le début des mesures. Elle montre aussi que l’accroissement de la concentration est lui-même en augmentation. Cet accroissement était de 0,9 ppmv par an dans les années 1960, de 1,4 dans les années 1970, 1,5 dans les années 1980, 1,6 dans les années 1990, et il est passé à 2,1 ppmv dans les années 2000. Un ppmv est une partie par million en volume, ou, en d’autres termes, une molécule du gaz considéré par million de molécules de l’atmosphère.

LE CLIMAT

125

6.1.2

L’origine anthropique du CO2 ajouté à l’atmosphère

Depuis la révolution industrielle, l’homme couvre une part majeure de ses besoins en énergie en brûlant des combustibles fossiles, d’abord charbon, puis pétrole et gaz naturel. Ce faisant, il émet des quantités considérables de CO2 dans l’atmosphère, 34 milliards de tonnes en 2013. La fabrication du ciment est aussi un émetteur notable de CO2 (2 milliards de tonnes), tout comme les modifications apportées à l’utilisation des sols et la déforestation (3,3 milliards de tonnes). Ce sont au total 39,3 milliards de tonnes de CO2 , soit 10,7 milliards de tonnes de carbone qui ont été rejetées dans l’atmosphère en 2013, et 530 milliards de tonnes de carbone qui ont été émises depuis 1750, date approximative de la révolution industrielle. L’analyse de la quantité de CO2 qui s’accumule dans l’atmosphère montre que c’est à peine la moitié du CO2 émis par les activités humaines qui s’y accumule année après année ; l’autre moitié en disparaît. Une question importante est de savoir si le CO2 qui s’accumule dans l’atmosphère provient des activités humaines ou d’une source naturelle. La figure 6.2 apporte deux éléments de réponse à cette question : – l’augmentation de la concentration atmosphérique du CO2 s’accompagne d’une diminution de la quantité d’oxygène contenu dans l’atmosphère, par rapport à la quantité d’azote. Cela est cohérent avec le fait que le CO2 est produit par combustion et non simplement relâché dans l’atmosphère ; – la diminution du taux de carbone 13 dans le CO2 atmosphérique va dans le sens d’une origine végétale du carbone accumulé dans l’atmosphère. Or les combustibles fossiles qui sont tous d’origine végétale, sont appauvris en carbone 13 car la fixation du carbone par les végétaux entraîne un léger fractionnement isotopique : les végétaux fixent préférentiellement le carbone 12, plus léger et donc plus mobile. Ces deux arguments démontrent qu’une majorité du CO2 ajouté dans l’atmosphère a son origine dans la combustion du carbone fossile.

6.1.3

Les puits naturels de CO2

On a vu au chapitre 2.2, consacré au cycle du carbone, comment les composantes océaniques et continentales de l’environnement absorbent le dioxyde de carbone. Une fraction notable, plus de 50 %, du CO2 émis par les activités humaines, est capturée naturellement. Le taux de capture fluctue d’une année sur

126

Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

(a)

(b)

F IGURE 6.2. En haut, la concentration atmosphérique du CO2 de 1970 à 2005 mesurée à Mauna Loa dans l’hémisphère nord et à Baring Head en Nouvelle-Zélande dans l’hémisphère sud. Le petit décalage de 6 mois entre les deux hémisphères correspond au temps mis par le CO2 de l’hémisphère nord pour envahir l’hémisphère sud. La très faible amplitude du signal saisonnier de l’hémisphère sud est en opposition de phase avec l’hémisphère nord comme le sont les saisons. Cette même figure montre aussi la diminution de la concentration de l’oxygène entre 1990 et 2004 ; l’unité verticale « permeg » signifie pour million (le dix millième du %). On y retrouve le signal saisonnier, en opposition de phase entre les deux hémisphères. L’accroissement du CO2 s’accompagne d’une diminution de l’oxygène, montrant que le CO2 est produit par combustion. La figure du bas met en regard les émissions annuelles de carbone et la variation du taux de carbone 13 dans le CO2 atmosphérique. La diminution de la concentration relative de 13 C (l’échelle verticale est inversée pour la clarté de la figure) signe l’origine végétale, lointaine, de ces combustibles fossiles ; il ne peut s’agir de carbone minéral d’origine tellurique.

l’autre, avec les conditions météorologiques. En 2013, l’océan a capturé 29 % des émissions de l’homme, les continents 23 %. Le CO2 qui s’accumule dans l’atmosphère y a une longue durée de vie, de plusieurs siècles à un millénaire. Il s’ensuit que 20 % au moins, des émissions actuelles, auront encore un effet dans l’atmosphère dans 1 000 ans.

LE CLIMAT

127

6.2

Autres gaz à effet de serre

Le dioxyde de carbone n’est pas le seul gaz à effet de serre que les activités humaines rejettent dans l’atmosphère. En fait, toutes nos activités – agriculture, industrie, transports, production d’énergie – génèrent, soit directement, soit indirectement, des gaz à effet de serre ou des gaz précurseurs de gaz à effet de serre. Les principaux gaz sont le méthane CH4 , l’oxyde nitreux N2 O, les hydrocarbures halogénés, tels les fréons ou CFC (chlorofluorocarbures), les substituts du fréon depuis son interdiction par le protocole de Montréal, les HCFC, d’autres composés fluorés tels l’hexafluorure de soufre SF6. . . et la vapeur d’eau. 6.2.1

La vapeur d’eau

Commençons par la vapeur d’eau, principal gaz à effet de serre dans la nature. Elle est produite massivement par évaporation comme on l’a vu dans le chapitre sur le cycle de l’eau. La quantité d’eau contenue dans l’atmosphère est régie par la thermodynamique selon la relation de Clausius-Clapeyron. Il en résulte que la vapeur d’eau injectée par l’homme dans l’atmosphère n’en modifie pas le contenu. De fait, la vapeur d’eau qu’on y injecte a un temps de résidence très court dans l’atmosphère, ne dépassant pas deux semaines, avant qu’elle n’en soit éliminée par les précipitations. Il n’y a donc pas accroissement direct de la teneur en vapeur d’eau du fait de l’action de l’homme. Ceci ne veut pas dire que la vapeur d’eau n’a pas d’effet sur le réchauffement. Elle a un effet car, en vertu de la relation de Clausius-Clapeyron, plus l’atmosphère est chaude, plus elle peut contenir de vapeur d’eau. Le réchauffement entraîne une plus forte évaporation et une augmentation de la quantité de vapeur d’eau contenue dans l’atmosphère. Comme la vapeur d’eau est un gaz à effet de serre, cette augmentation du contenu en vapeur d’eau accroît l’effet de serre et renforce donc le réchauffement. Il s’agit d’une rétroaction positive. Mais ce phénomène est indépendant de la quantité de vapeur d’eau émise directement par l’homme. 6.2.2

Le méthane CH4

Le méthane est un puissant gaz à effet de serre. Les modèles de climat ont permis de quantifier son impact sur le climat par rapport au CO2 (voir l’encadré 6.1, « Pouvoir de réchauffement global »). Le méthane est produit lors des fermentations anaérobies de substances organiques, dans les lieux humides et les rizières, dans les termitières, et dans la panse des ruminants. Il s’en dégage aussi une quantité notable

128

Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

F IGURE 6.3. Les différentes sources de méthane. Les insectes, particulièrement les termites, et les lieux humides, constituent l’essentiel des sources naturelles. L’augmentation de l’élevage de ruminants, pour fournir la viande pour la consommation humaine, est une source importante de méthane.

dans les feux de forêt. L’exploitation des hydrocarbures fossiles est aussi une source importante de méthane : grisou dans les mines de charbon, fuites dans l’extraction et le transport du gaz naturel (figure 6.3). Environ 40 % du méthane présent aujourd’hui dans l’atmosphère est d’origine naturelle et 60 % d’origine anthropique. Ce gaz est responsable directement de 15 % de l’effet de serre additionnel dû à l’homme. Sa durée de vie dans l’atmosphère est courte, environ 10 à 20 ans. Sa concentration atmosphérique, liée aux émissions naturelles et anthropiques, avait augmenté de plus de 10 % au cours des deux dernières décennies du XXe siècle pour quasiment se stabiliser dans les premières années du XXIe siècle. Depuis 2007, elle a recommencé à augmenter (figure 6.4). Une petite fraction du méthane migre dans la stratosphère où il est détruit par oxydation, produisant du CO2 , et de la vapeur d’eau et qui va avoir un impact sur le climat (voir à la fin de ce chapitre). L’environnement recèle aussi des quantités considérables et très mal connues de méthane sous forme hydratée, les clathrates, stockés au fond des océans ou dans le pergélisol ; en outre, celui-ci recèle de très grandes quantités de matière organique dont la décomposition, lors d’un dégel, libérera du CO2 et du méthane.

LE CLIMAT

129

6.2.3

L’oxyde nitreux ou protoxyde d’azote N2 O

L’oxyde nitreux se forme naturellement dans les océans et dans les sols. Ces deux sources fournissent approximativement un tiers du N2 O contenu dans l’atmosphère. Les engrais utilisés dans l’agriculture intensive sont responsables du reste, soit les deux tiers du N2 O atmosphérique. Le N2 O a un temps de résidence un peu inférieur à 120 ans et contribue pour 5 % à l’effet de serre additionnel causé par les activités humaines. Sa concentration atmosphérique croît de façon à peu près constante (figure 6.4).

F IGURE 6.4. En haut : évolution de la concentration des trois principaux gaz à effet de serre émis par les activités humaines. En bas, accroissement de ces concentrations. Le CO2 voit son taux d’émission croître au fil des années avec un petit creux en 2009 dû à la crise économique mondiale ; les années postérieures à 2010 (non représentées sur la figure) voient ce taux d’émission continuer à croître. Les émissions de méthane, CH4 , ont décru au début du XXIe siècle (est-ce dû à un meilleur contrôle des fuites des gazoducs ?) ; elles ré-augmentent depuis 2007. L’oxyde nitreux N2 O est en augmentation quasi constante.

6.2.4

Les gaz industriels : CFC, HCFC, SF6. . .

Des composés ayant des propriétés remarquables sont ou ont été synthétisés par l’industrie chimique pour exploiter ces propriétés. Ce sont par exemple les fréons, les fameux CFC ou chloro-fluoro-carbures, utilisés pendant des décennies comme fluide de refroidissement dans les installations frigorifiques, utilisés comme gaz propulseurs dans les bombes aérosols, utilisés comme solvant décapant dans la mécanique, et qui ont été condamnés à disparaître par le protocole de Montréal à cause de leur effet destructeur sur la couche d’ozone stratosphérique. Mais outre cet effet sur l’ozone, possible grâce

130

Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

Encadré 6.1. Pouvoir de réchauffement global.

Pour comparer les effets respectifs sur le climat des divers gaz à effet de serre, on a défini ce qu’on a appelé le pouvoir de réchauffement global, PRG. Le pouvoir de réchauffement global d’un gaz donné est le facteur par lequel il faudrait multiplier le réchauffement produit par du CO2 pour obtenir le réchauffement produit par la même masse du gaz considéré au bout d’un temps donné. Il faut bien noter que la valeur du PRG dépend de l’échéance, et ce, à cause du temps de résidence et du devenir du gaz dans l’atmosphère. Ainsi, un gaz dont le temps de résidence est bref voit son PRG décroître avec l’échéance alors qu’un gaz à temps de résidence long voit son PRG croître tant que l’échéance n’excède pas son temps de résidence. Le PRG du méthane tient compte du fait qu’il disparaît de l’atmosphère par oxydation, produisant de la vapeur d’eau qui est très rapidement éliminée, et du dioxyde de carbone dont le temps de résidence dépasse le siècle. De façon générale, quand on donne la valeur du PRG sans indication d’échéance, il s’agit du PRG à 100 ans. Le tableau donne les temps de résidence et les pouvoirs de réchauffement global de divers gaz à effet de serre produits par l’homme. Ces PRG sont l’un des résultats que produisent les calculs de transferts radiatifs inclus dans les modèles de climat décrits dans le chapitre 4. Gaz

Temps de

PRG à

PRG à

PRG à

résidence (ans) 20 ans 100 ans 500 ans

 1 siècle

1

1

1

Méthane : CH4

12

72

25

7,6

Oxyde nitreux : N2 O

114

289

298

153

CFC-11 : CCl3 F

45

6 730

4 750

1 620

1 700

5 310

7 370

9 990

Tétrachlorure de carbone : CCl4

26

2 700

1 400

435

HCFC-22 : CHClF2

12

5 160

1 810

549

HFC-23 : CHF3

270

12 000

14 800

12 200

3 200

16 300

22 800

32 600

740

12 300

17 200

20 700

PFC-14 : CF4

50 000

5 210

7 390

11 200

PFC-116 : C2 F6

10 000

8 630

12 200

18 200

Dioxyde de carbone : CO2

CFC-115 : CClF2 CF3

Hexafluorure de soufre : SF6 Trifluorure d’azote : NF3

à leur remarquable stabilité chimique qui leur permettait de migrer jusqu’à la stratosphère sans être décomposés, ce sont également de très « efficaces » gaz à effet de serre (voir encadré).

LE CLIMAT

131

Les CFC ont été remplacés par les HCFC qui n’ont pas le même impact sur la couche d’ozone. Mais ces substituts des CFC ont un pouvoir de réchauffement très supérieur aux CFC. De ce fait, s’ils ne nuisent pas à la couche d’ozone, ce sont de puissants gaz à effet de serre. L’hexafluorure de soufre, très utilisé du fait de ses propriétés isolantes dans tout ce qui comporte des forts champs électriques, est aussi un gaz à effet de serre très puissant et, de plus, à temps de vie très long. L’industrie produit aussi d’autres gaz à effet de serre très puissants comme le trifluorure d’azote, mais leur concentration actuelle est heureusement très faible. 6.2.5

La contribution indirecte de gaz réactifs

L’atmosphère contient un certain nombre de gaz très réactifs produits partiellement de façon naturelle et partiellement par l’homme. Ce sont par exemple les oxydes d’azote, le monoxyde de carbone, des composés organiques volatils, les composés chlorés. . . Ces gaz peuvent agir comme précurseurs dans la production d’ozone troposphérique (voir ci-après), un gaz lui aussi réactif, qui participe à l’effet de serre. En outre, les gaz réactifs agissent sur le pouvoir oxydant de l’atmosphère et par là influent sur la durée de vie de gaz à effet de serre comme le méthane. Ainsi, la durée de vie du méthane CH4 est conditionnée par la concentration des radicaux libres OH, eux-mêmes produits par photolyse de la vapeur d’eau. Or le monoxyde de carbone CO est lui aussi détruit par oxydation par les radicaux OH. La présence de CO va réduire la concentration de ces radicaux et donc accroître la durée de vie du méthane, augmentant son pouvoir de réchauffement global. L’ozone O3 est naturellement présent dans la stratosphère où il absorbe les rayonnements UV de courte longueur d’onde. Mais l’ozone est également produit dans la troposphère par des réactions faisant intervenir d’une part les oxydes d’azote NO et NO2 et d’autre part les composés organiques volatils ou le monoxyde de carbone CO. Les oxydes d’azote, regroupés sous le symbole NOx , sont produits dans les réactions à haute température entre l’azote et l’oxygène de l’air. Il s’en forme aussi dans la nature, par exemple par les éclairs. L’homme les produit essentiellement lors de combustions, en particulier dans l’utilisation des combustibles fossiles pour la production d’énergie, qui sont la source des deux tiers des quantités de NOx présentes dans la troposphère. Ils sont détruits par oxydation en acide nitrique par les radicaux OH, et donc responsables d’une part des pluies acides ; leur temps de vie est de l’ordre de la journée. Certains composés organiques volatils sont émis de façon naturelle par l’activité biologique de la végétation, des sols et des océans. Les hydrocarbures

132

Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

sont aussi massivement émis par l’action humaine et leur taux atmosphérique ne cesse de croître. Ces composés sont facilement peroxydés et participent activement à l’action oxydante de l’atmosphère. Et comme on vient de le voir, ils contribuent à la production d’ozone. Encadré 6.2. Pourquoi l’ozone est-il compté comme apport de l’homme à l’effet de serre, et pas la vapeur d’eau.

Les activités humaines injectent ces deux gaz dans les basses couches de l’atmosphère, directement pour la vapeur d’eau, indirectement pour l’ozone. Ces deux gaz y séjournent au plus quelques semaines. Et pourtant seule la contribution de l’ozone à l’accroissement de l’effet de serre est comptabilisée comme contribution des activités humaines à l’effet de serre. En fait, le contenu troposphérique en ozone dépend directement des polluants émis par l’homme, et croît avec les émissions de ces polluants. En ce qui concerne la vapeur d’eau, la quantité contenue dans l’atmosphère est contrôlée par la thermodynamique. On observe bien une augmentation du contenu atmosphérique liée à l’augmentation de la température, mais cette augmentation est indépendante des quantités injectées par l’homme dans l’atmosphère.

En fait, tous ces gaz réactifs sont en interaction avec le climat. Le climat conditionne leur formation et leur durée de vie dans l’atmosphère ; ils agissent sur le climat soit directement par leur effet de serre, soit indirectement par leur production de l’ozone, gaz à effet de serre. L’ensemble de ces interactions est schématisé sur la figure 6.5. Les divers gaz contribuant à la production d’ozone, pour la plupart des gaz polluants qui détériorent la qualité de l’air, ont vu leur concentration augmenter avec les activités humaines. Il en résulte une augmentation de la concentration moyenne d’ozone, estimée à environ 40 % depuis le début de l’ère industrielle. L’ozone ne s’accumule pas dans l’atmosphère ; son temps de vie est limité, allant de quelques jours à quelques semaines. Mais il est produit continûment. Sa concentration moyenne augmente et donc sa contribution à l’effet de serre.

6.3

La part des divers gaz à l’effet de serre additionnel

Nous avons vu, dans le chapitre 2, section 2.3 consacrée à l’effet de serre, que la vapeur d’eau était le principal contributeur à l’effet de serre naturel dont ce gaz est responsable de plus de la moitié. Le CO2 arrivait en seconde position. Pour ce qui est de l’effet de serre additionnel dû à l’action de l’homme depuis le début de l’ère industrielle, le CO2 à lui seul compte pour 56 % de cette LE CLIMAT

133

F IGURE 6.5. Les gaz réactifs : méthane CH4 , monoxyde de carbone CO, composés organiques volatils (COV) et les oxydes d’azote NOx sont en interaction avec le climat. Produits par l’activité biologique dans les sols ou par les combustions de carbone fossile et de biomasse, ils concourent à la production d’ozone et conditionnent le pouvoir oxydant de l’atmosphère qui rejaillit sur leur temps de vie. Par le forçage radiatif de l’ozone et du méthane, ils participent à l’effet de serre. Le climat conditionne la production de ces composés par le biais de la température, l’humidité et la dynamique de l’atmosphère, les orages et les précipitations.

F IGURE 6.6. Contribution directe des différents gaz à l’effet de serre naturel à gauche, et à l’effet de serre additionnel causé par les activités humaines à droite. La figure de gauche reprend celle du chapitre III. La présente figure ne s’intéresse qu’à l’effet direct des gaz. En fait, certains d’entre eux, particulièrement le méthane, réagissent avec d’autres composants de la troposphère, voire de la stratosphère, générant d’autres espèces à effet de serre positif ou négatif et modifiant ainsi notablement l’ampleur de leur propre effet. Le bilan complet est donné sur la figure 6.10.

134

Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

augmentation (figure 6.6). Vient ensuite le méthane, suivi des CFC et de l’ozone ; l’oxyde nitreux compte encore pour 5 %. C’est en raison de ce rôle dominant du CO2 que ce gaz sert de référence pour les effets des autres gaz, par exemple pour leur pouvoir réchauffant global. Ainsi les augmentations de concentrations atmosphériques des gaz à effet de serre sont souvent exprimées en équivalents CO2 .

6.4

Le changement d’usage des sols

L’émission directe de gaz à effet de serre n’est pas la seule perturbation apportée par l’homme à l’environnement. Il a profondément modifié le paysage pour satisfaire ses besoins alimentaires avec l’agriculture (figure 6.7), pour ses besoins de logement et de déplacements avec l’urbanisation et la construction de voies de circulation, et via la déforestation pour dégager des surfaces agricoles et couvrir ses besoins en biomasse combustible. . .

F IGURE 6.7. Depuis le début du Néolithique, l’homme a profondément modifié une grande partie des surfaces continentales. Cette action continue. La figure montre l’évolution du pourcentage de terres affectées à l’agriculture ou à l’élevage entre 1870 et 1990. Les régions qui étaient déjà agricoles à la fin du XIXe siècle le sont restées pour la plupart. Les forêts se sont parfois étendues suite à une déprise agricole, principalement dans le Nord-Est de l’Amérique et en Europe. Les espaces cultivés ou pâturés ont beaucoup progressé sur le continent américain, en Asie et dans certaines régions de l’Afrique.

LE CLIMAT

135

Changer l’usage des sols impacte le climat à divers titres, comme évoqués dans le chapitre 2. La végétation dense a un albédo faible, comme c’est le cas des forêts et particulièrement des forêts tropicales. Les terres cultivées ont un albédo plus élevé en période végétative, et beaucoup plus faible quand la Terre est labourée. Le défrichage des forêts pour l’agriculture ou l’élevage se traduit donc par une augmentation de l’albédo. La situation est quelque peu différente dans les hautes latitudes enneigées une partie de l’année. Un sol ras est entièrement recouvert de neige et a donc un très fort albédo. Une végétation qui dépasse même peu de la neige fait immédiatement diminuer cet albédo. Le changement d’usage des sols agit donc sur le climat par l’intermédiaire du bilan radiatif de la Terre. Le type de végétation a aussi une influence notable sur l’humidité atmosphérique et donc sur la nébulosité et les précipitations. Une forêt naturelle permet, par transpiration et évaporation, la présence d’une forte humidité dans l’atmosphère au-dessus d’elle et est donc propice à la formation de nuages. Un exemple de cet effet est montré sur la figure 6.8. En outre, si l’on fait appel à l’irrigation pour favoriser l’agriculture, on crée des zones à évaporation d’eau renforcée, évaporation qui consomme beaucoup

F IGURE 6.8. Les satellites météorologiques géostationnaires mesurent entre autres l’intensité de la lumière visible réfléchie par la Terre. Cette vue montre le sud-ouest de l’Australie dans le canal « visible » le 3 janvier 1999. Il est à remarquer que la zone cultivée est exempte de nuages alors que la forêt naturelle en est couverte ; la limite entre la zone sans nuages et la zone avec nuages suit de près la limite entre terres cultivées et naturelles.

136

Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

d’énergie. De telles zones voient alors leur température baisser par rapport aux régions avoisinantes. Un autre effet du changement de l’usage des sols est une modification de la rugosité de la surface. Une forêt est beaucoup plus rugueuse qu’une culture basse. Remplacer de la forêt par des champs provoque une diminution de la rugosité de la surface, ce qui a pour effet de réduire le frottement de l’air mu par les vents et donc de renforcer les vents au voisinage du sol. Inversement, remplacer un sol végété par des villes, très rugueuses par construction, diminue la vitesse du vent près de la surface. La mise en culture d’une surface du sol se fait le plus souvent avec labour. Les labours mettent la terre à nu et la rendent vulnérable à l’érosion éolienne, qui, en entraînant des nuages de poussière terrigène peut à terme enlever aux agriculteurs une part de leur terre arable. Les États-Unis en ont fait la triste expérience avec le « bol de poussière » dans leurs grandes plaines, dans les années 1930. Ces aérosols ont également un rôle climatique (présenté au chapitre 2, section 2.5). Dans le contexte actuel, l’effet climatique majeur du changement d’utilisation des sols est lié au déstockage, non seulement du carbone contenu dans les végétaux qu’on détruit, mais surtout de la quasi-totalité du carbone contenu dans les sols concernés. Ce déstockage est un processus lent qui peut prendre des décennies. Certes le sol mis en végétation va constituer un nouveau stock de carbone, mais dont l’installation pourra prendre jusqu’à des siècles pour les forêts. Le stock ainsi constitué dépend de l’usage qui est fait du sol : en région tempérée, quand le régime permanent a été atteint, les 30 premiers centimètres du sol contiennent à l’hectare environ 40 tonnes de carbone sous un champ agricole, 65 tonnes sous une prairie pâturée, et 70 tonnes sous une forêt. Selon les estimations récentes, ce sont plus de 150 milliards de tonnes de carbone qui ont été émises dans l’atmosphère par les changements d’utilisation des sols depuis 1750.

6.5 6.5.1

Les autres causes possibles de perturbation du climat Les aérosols

Nous avons vu dans le chapitre 2 que les aérosols peuvent jouer un rôle complexe dans la machine climatique. Rappelons qu’ils peuvent avoir un effet direct local sur le bilan radiatif, effet de parasol ou effet de serre selon leurs caractéristiques et selon la surface sous-jacente. Ils ont aussi un effet indirect dans la formation des nuages. Dans quelle mesure ces effets modifient-ils le climat ?

LE CLIMAT

137

Encadré 6.3. L’agriculture peut-elle contribuer à limiter nos émissions de gaz à effet de serre en produisant des biocarburants ?

La croissance des végétaux absorbe du CO2 qui est transformé en matière organique. Brûler cette matière organique produit du CO2 , mais comme le carbone rejeté dans l’atmosphère est celui que la plante a extrait de l’atmosphère, le bilan est nul. Il a donc semblé judicieux de cultiver des végétaux susceptibles de fournir, soit des sucres qu’on pourra transformer en éthanol, soit des huiles qui seront à la base de l’alimentation des moteurs diesels. Cette bonne idée mérite d’être quelque peu nuancée. D’une part, la culture de quelque végétal que ce soit nécessite des apports d’énergie sous forme de traitement des sols, de produits phytosanitaires, de transport. La transformation du produit végétal en carburant consomme aussi de l’énergie. La production d’éthanol à partir de la canne à sucre au Brésil a un bilan énergétique net positif, mais ce n’est pas nécessairement le cas pour d’autres végétaux comme les céréales. Un autre point vient obérer le résultat à court et moyen terme de l’agriculture pour les biocarburants : pour effectuer ces cultures, il faut des terres. Les jachères agricoles sont très insuffisantes. Il faut défricher de nouvelles surfaces, soit pour les biocarburants, soit pour les cultures nourricières dont la place est prise pour les biocarburants et qu’il faudra bien produire ailleurs. Le déstockage du carbone des sols nouvellement défrichés fait que la production des biocarburants n’aboutira à une réduction des émissions cumulées de CO2 qu’au bout de plusieurs décennies. Et il faut aussi tenir compte de l’effet sur le climat de l’albédo des sols, qui peut être fortement modifié quand une terre est mise en culture.

Le suivi des aérosols est effectué en continu par des instruments embarqués sur satellites, et, au sol, par un vaste réseau mondial de stations de mesure (figure 6.9). En Europe, les normes de qualité de l’air appliquées à l’industrie et au transport ont permis de réduire les concentrations d’aérosols dans les années 1970-2000. L’absence de réchauffement à l’échelle globale dans les années 1950 à 1970 provient vraisemblablement en partie de la présence importante d’aérosols qui ont contrecarré l’effet de l’augmentation du CO2 atmosphérique. 6.5.2

Trainées des avions à réaction

Les avions à réaction laissent dans leur sillage des noyaux de condensation qui provoquent ou contribuent à la formation de cirrus, ces nuages fins de haute altitude à fort effet de serre. Ainsi, les avions contribuent à un réchauffement au moins local. 6.5.3

Les volcans

Les volcans émettent du CO2 et, de ce fait, apportent une contribution à l’effet de serre. Mais ces émissions sont très peu intenses à notre époque et

138

Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

F IGURE 6.9. Épaisseur optique des aérosols à deux périodes de l’année en 2001. La carte des épaisseurs optiques a été mesurée par satellites et par le réseau automatique de photomètres au sol Aéronet ; les stations sont repérées sur la figure du haut. Sur la figure du bas, un réseau plus réduit de suivi des aérosols par lidar. Noter l’importance des aérosols de pollution sur la Chine, particulièrement en hiver, et les feux de savane ou de forêt sur le continent africain dans la figure du bas, qui ont une forte saisonnalité.

correspondent à environ 1 % des émissions par l’homme. Cet aspect de l’activité volcanique n’a aucun effet dans le réchauffement en cours. Cependant, comme nous l’avons déjà vu, ils peuvent avoir et ils ont eu au cours des dernières

LE CLIMAT

139

décennies du XXe siècle un effet refroidissant sur le climat, particulièrement dans le cas d’éruptions explosives majeures qui projettent des aérosols vers la stratosphère. La fréquence des éruptions volcaniques agit sur le climat. Les derniers 50 ans ont été marqués par une activité volcanique élevée dont l’effet aurait plutôt conduit à un léger refroidissement. Il est vraisemblable que les aérosols volcaniques, nombreux sur la dernière décennie, aient une contribution à la limitation du réchauffement de la basse atmosphère observée depuis le début du XXI e siècle. 6.5.4

La contribution du soleil

Le soleil est la moteur de toute la machine climatique. Dans le chapitre 7, on verra que les variations de la répartition de l’ensoleillement selon les latitudes et les saisons – variations dues aux fluctuations de l’orbite de la terre autour du soleil à l’échelle des milliers voire des centaines de milliers d’années – sont la cause déclenchante des cycles glaciaires-interglaciaires qui sont exposés dans le chapitre VII. Il est donc légitime de s’interroger sur le rôle possible du soleil dans le réchauffement observé, bien qu’à l’échelle de temps en jeu, les effets liés à l’orbite terrestre soient complètement négligeables. L’activité du soleil peut agir directement sur le bilan radiatif via les variations de l’intensité du rayonnement solaire reçu par la Terre. Depuis trois décennies, des satellites mesurent l’intensité du rayonnement arrivant hors de l’atmosphère. Les observations ont montré une faible décroissance du flux incident sur Terre au maximum des cycles solaires du XXIe siècle. Ceci ne peut évidemment pas être la cause du réchauffement. S’il n’y a pas d’action radiative directe, il peut y avoir action indirecte via la photochimie de l’ozone, l’action des rayons cosmiques ou du vent solaire (voir chapitre 3, section 3.1.1). Ces effets semblent néanmoins mineurs à l’échelle planétaire et restent discutés à l’échelle régionale, où ils pourraient agir sur la circulation atmosphérique. Les résultats actuels montrent que les variations d’activité du soleil ne modulent que très modestement la température. Ainsi, le cycle de 11 ans se traduit au plus par une fluctuation de 0,1 ◦ C. 6.6

Effet combiné des différentes perturbations

La figure 6.10 rassemble les estimations de la perturbation radiative induite par les différents forçages décrits ci-dessus entre la période préindustrielle et 2011. La contribution anthropique est de l’ordre de 2,3 W/m2 . Elle est dominée par l’effet du CO2 (1,68 W/m2 ). L’utilisation des sols et les aérosols ont en partie 140

Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

F IGURE 6.10. Représentation synthétique des différents forçages en 2011 par rapport à l’ère préindustrielle. Ce qui est le mieux connu concerne les gaz à effet de serre. Les contributions sont connues avec une précision et une reproductibilité variable ; ces deux caractéristiques sont synthétisées dans le degré de confiance (dernière colonne où les indications VH, H, M et L, signifient respectivement très élevé, élevé, moyen et faible).

contrecarré l’effet des gaz à effet de serre. La contribution de l’irradiance solaire est faible au regard des autres facteurs.

Détection et attribution des perturbations anthropiques sur le climat récent 6.7

La modélisation, combinée à l’analyse statistique des observations, nous munit d’outils puissants pour définir sans ambiguïté que l’augmentation de la teneur atmosphérique en gaz à effet de serre est à l’origine de l’essentiel du

LE CLIMAT

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réchauffement observé. Pour ce faire, des approches complémentaires entre elles sont prises en compte. 6.7.1

Simulations avec des ensembles de modèles

La première approche consiste à utiliser les modèles de climat pour simuler le climat récent. Ces simulations, réalisées sur la période 1860-2005 dans l’exercice CMIP5, permettent de comprendre et d’estimer l’impact des différentes perturbations radiatives, ou forçages, d’origines naturelles ou anthropiques, ayant modulé le climat sur cette période. Les simulations sont réalisées suivant le protocole décrit dans le chapitre sur la modélisation (chapitre 4) en imposant comme conditions aux limites l’évolution observée entre 1860 et 2005 de l’ensemble des forçages (solaire, volcanisme, gaz à effet de serre, aérosols, usage des terres). Les résultats peuvent être comparés aux observations et permettent de vérifier que les modèles reproduisent les tendances longues observées. Pour distinguer ce qui provient de la variabilité interne de ce qui constitue la réponse aux perturbations externes (forçages), un ensemble de simulations est en général réalisé en variant légèrement le choix des états initiaux dans la simulation de contrôle. La figure 6.11 illustre les résultats pour trois réalisations d’un même modèle, pour lesquelles chaque simulation est initialisée à une date différente à partir d’une longue simulation non perturbée. Le bilan net au sommet de l’atmosphère devrait être nul si le climat était en équilibre avec la perturbation imposée. Ce n’est pas le cas, car il faut plusieurs années pour qu’un tel équilibre soit atteint. Les valeurs sont donc représentatives d’un écart à l’équilibre et portent le signe de la perturbation radiative imposée, mais les valeurs sont plus faibles en raison de l’ajustement du climat en cours. Lorsqu’elles sont positives, ces valeurs indiquent que le système est en train de se réchauffer et inversement lorsqu’elles sont négatives. Les courbes d’évolution des températures sont en accord avec la perturbation au sommet. Rappelons que, puisqu’à partir d’un état initial donné, le modèle suit sa propre variabilité, les changements d’une année sur l’autre ne peuvent pas être directement comparés à la véritable trajectoire climatique suivie par la Terre. Cette variabilité interne se traduit aussi par le fait que les fluctuations vers des températures plus chaudes ou plus froides ne sont pas synchrones entre les différentes réalisations, sauf lorsque ces fluctuations représentent une réponse rapide à une perturbation externe (figure 6.11). Ainsi, les éruptions volcaniques ponctuent la courbe de brusques baisses de température d’une durée de 1 à 3 ans après l’éruption. Au sommet de l’atmosphère, bien que la même perturbation radiative ait été imposée à toutes les simulations, la variabilité interne simulée par chaque modèle provoque les écarts observés entre les différentes courbes.

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Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

F IGURE 6.11. Bilan radiatif net au sommet de l’atmosphère et évolution de la température globale pour trois simulations du climat de 1860 à 2005 à l’aide du modèle de l’IPSL. Ces simulations, représentées chacune par une couleur différente, tiennent compte de l’évolution des gaz à effet de serre, des aérosols, du volcanisme, de l’activité du soleil et de l’utilisation des terres. Les barres tiretées verticales marquent les principales éruptions volcaniques dont on notera l’effet marqué sur le climat global à court terme

On peut aussi noter que le déséquilibre radiatif induit un réchauffement qui s’accentue sur la 2e partie du XXe siècle et qui est plus grand à l’échelle globale que les écarts entre les courbes.

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Dans le cadre des simulations CMIP5, la réalisation de ces simulations par un ensemble de modèles différents offre un échantillonnage à la fois des différentes conceptions dans la modélisation, des paramètres mal connus imposés dans les paramétrisations, et des conditions initiales dont nous venons de parler. Néanmoins, certains modèles ayant une filiation commune, les résultats ne sont pas toujours entièrement indépendants d’un modèle à l’autre. La moyenne des résultats de simulations d’un tel ensemble représente la tendance pilotée par les perturbations externes, alors que chaque réalisation incorpore une variabilité interne propre. La figure 6.12 montre que les simulations historiques CMIP5 reproduisent le réchauffement observé. L’analyse détaillée des simulations permet de comprendre comment les perturbations imposées au système en affectent la dynamique et la thermodynamique. Cette figure met aussi en évidence les disparités géographiques de la réponse aux différents forçages. Suivant les mêmes principes, des ensembles sont réalisés en ne prenant en compte que les forçages d’origine naturelle, ou que les forçages d’origine anthropique. Les résultats indiquent que le réchauffement de la fin du XXe siècle ne peut pas être reproduit lorsque l’on ne considère que les forçages d’origine naturelle. À l’inverse, la prise en compte du forçage anthropique mène à un bon accord avec nombre des aspects observés du réchauffement : amplitude, structure spatiale et temporelle. 6.7.2

Détection/attribution des différents facteurs en jeu

Pour aller plus loin, il faut tester si l’on peut séparer de façon objective les différentes contributions aux évolutions observées pour déterminer si les effets anthropiques ou naturels dominent le signal simulé. C’est l’objet des méthodes de détection attribution des changements observés. La détection a pour objectif de déterminer si le signal observé est statistiquement compatible ou non avec la variabilité naturelle ou s’il est différent de cette variabilité. L’attribution cherche à déterminer les contributions relatives de multiples facteurs et fait appel à la fois aux méthodes statistiques et à la compréhension de la façon dont le système répond aux différentes perturbations. De nombreuses méthodes utilisent les simulations climatiques longues pour définir le niveau de variabilité naturelle, et estimer les signatures des réponses aux différents forçages. Les résultats sont fournis avec une estimation des incertitudes sous forme de barres d’erreur ou de densité de probabilité. Ces différentes approches confirment les résultats visuels de la figure 6.12 indiquant que le réchauffement des 60 dernières années résulte pour plus de la moitié de l’activité humaine. Elles permettent aussi de déterminer la part de chaque forçage

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Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

F IGURE 6.12. Les augmentations de températures globales et celles des différents continents, entre 1870 et 2010. Les données « historiques » sont comparées aux simulations dites « historiques » des modèles incluant tous les forçages (en orange) ou ne prenant en compte que les forçages naturels (en bleu). À partir des années 1960, seules les simulations prenant en compte le forçage anthropique sont en accord avec le réchauffement observé. La réponse à ce forçage anthropique varie notablement d’une région du globe à l’autre.

dans le réchauffement (figure 6.13). Ainsi le rôle des gaz à effet de serre est dominant dans l’augmentation de température et partiellement compensé par l’effet refroidissant des aérosols. Ces conclusions concernent aussi le réchauffement de l’océan ou la fonte des glaces pour la tendance des vingt dernières années.

LE CLIMAT

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F IGURE 6.13. Part attribuée aux différentes perturbations d’origine naturelle ou anthropique, dans la variation observée de la température globale. Les barres d’erreur sont plus grandes pour le changement de température attribué aux facteurs individuels que pour le changement attribué à l’effet anthropique total (combinaison des deux précédents effets), car les signatures spatiales des diverses composantes sont difficiles à dissocier.

À l’échelle régionale, les conclusions obtenues sont différentes. Ainsi, le réchauffement récent du Groenland depuis les années 1990 serait dû pour un tiers à l’action de l’homme sur le climat, et pour deux tiers à des changements de circulation atmosphérique, dont il n’est pas encore possible actuellement d’identifier la cause. 6.8

Conclusion

Si différents forçages radiatifs sont effectivement à l’œuvre dans le réchauffement du climat observé depuis le milieu du XIXe siècle et particulièrement marqué dans les 40 dernières années du XXe siècle, la plus grande part du réchauffement de ces 40 années est attribuable à l’action de l’homme. L’émission de gaz à effet de serre, tout particulièrement celle du CO2 , est dominante. Elle est partiellement contrebalancée par les effets indirects des aérosols émis par les activités humaines. L’effet net des aérosols est estimé mais entaché d’une forte incertitude. L’activité du soleil ne joue qu’un rôle très mineur dans l’évolution rapide en cours.

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Chapitre 6. Les perturbations du climat, facteurs anthropiques et naturels

7 Variations passées du climat Au cours des dernières décennies s’est construite une connaissance de plus en plus fine de l’évolution passée du climat (figure 7.1). Dans l’Antiquité existait déjà une tradition orale témoignant de fluctuations climatiques à des échelles de temps de plusieurs générations humaines. À partir du XVIIe siècle, les travaux des naturalistes et des géologues ont témoigné de modifications profondes des écosystèmes passés. La prise de conscience que le climat avait subi des fluctuations majeures a émergé au XIXe siècle, en particulier grâce aux travaux scientifiques permettant de caractériser l’extension passée des glaciers et des calottes de glace sur les continents de l’hémisphère nord. Le XXe siècle a vu la construction de la paléoclimatologie à l’avènement d’un ensemble de méthodes et d’outils.

F IGURE 7.1. Quelques repères chronologiques vis-à-vis des sciences du climat. Les premiers concepts ont été introduits en Égypte et en Grèce. L’étude des climats passés a joué un rôle déterminant dans la compréhension du « système Terre ».

L’étude des climats passés repose sur l’acquisition et l’analyse d’échantillons d’archives naturelles où le climat a imprimé des indices de ses variations passées ; et ces archives doivent être datées. Au prix d’un travail laborieux, ces mesures donnent accès à l’évolution au cours du temps de variables climatiques clés. Des bases de données alimentées par les résultats de ces mesures permettent alors de reconstituer l’histoire du climat depuis l’échelle locale jusqu’à l’échelle globale et de caractériser l’ampleur, la vitesse mais également la séquence des changements climatiques passés. Les causes de ces variations climatiques passées sont étudiées grâce à la modélisation numérique du climat qui permet de tester quantitativement les hypothèses concernant les différents facteurs qui agissent sur l’évolution du climat. La confrontation entre simulations et reconstitutions des climats passés permet ainsi de comprendre les relations entre climat local et climat global, de déterminer quantitativement les mécanismes des changements climatiques passés, et enfin de tester la capacité des modèles numériques de climat à représenter correctement des climats très différents de la période pour laquelle ils ont été mis au point. 7.1

Forçages et rétroactions

Le système climatique réagit en permanence à une superposition de perturbations externes qui se traduisent par des forçages, c’est-à-dire des déséquilibres entre la quantité d’énergie reçue du soleil et celle qui part vers l’espace. Ces forçages ont des temps caractéristiques très divers (figure 7.2). 7.1.1

Les forçages

Forçages astronomiques

Le premier type de forçage est d’origine astronomique et fait intervenir des processus dont les temps caractéristiques vont des milliards d’années (vieillissement du Soleil et augmentation de son émission d’énergie lumineuse) à des échelles de temps très courtes : le fonctionnement du Soleil conduit à des fluctuations du flux lumineux décennales (cycles de 11 ans) ou centennales. Les variations de l’activité du Soleil sont documentées par les observations astronomiques (observations des taches solaires) et mesurées de plus en plus précisément au cours des dernières décennies grâce aux instruments embarqués à bord de satellites (voir aussi la section 7.5 sur le climat du dernier millénaire). Les variations du flux solaire se reflètent dans la production de différents isotopes radioactifs par interaction entre le rayonnement cosmique produit par le Soleil et les atomes d’azote dans la haute atmosphère. Les isotopes

148

Chapitre 7. Variations passées du climat

F IGURE 7.2. Temps caractéristiques de différents facteurs agissant sur l’évolution du climat : perturbations externes au système climatique (forçages) et rétroactions internes (« causes intrinsèques »).

« cosmogéniques » utilisés pour quantifier le rayonnement solaire sont le 10 Be et le 14 C. Les variations de leur production au cours du temps sont archivées dans les glaces polaires ou les anneaux de croissance des arbres. Des facteurs autres que l’activité solaire modulent l’acquisition des isotopes par l’environnement terrestre. Par exemple, la production des isotopes cosmogéniques est modulée avec le champ magnétique terrestre, le dépôt du 10 Be dans les archives précitées dépend de la quantité d’accumulation annuelle de neige et de la circulation atmosphérique, le 14 C est influencé par la circulation océanique et le flux de CO2 océan-atmosphère. De nombreux travaux portent sur la correction de ces effets. Il existe ainsi différentes estimations des variations passées de l’activité solaire à partir de l’analyse des variations passées du flux d’isotopes cosmogéniques couvrant plusieurs millénaires. L’une des principales incertitudes porte sur l’estimation de l’ampleur des changements de flux solaire : les calibrations par rapport aux cycles de 11 ans, utilisées pour pallier l’absence de mesures

LE CLIMAT

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directes, ne sont pas nécessairement pertinentes, et, selon les astrophysiciens, le flux solaire pendant ces minima très prononcés était similaire à celui actuel lors du minimum d’un cycle de 11 ans. Par ailleurs, les caractéristiques de l’orbite de la Terre autour du Soleil modulent la répartition de l’énergie solaire incidente en fonction des saisons et des latitudes. Ainsi, l’excentricité de cette orbite fluctue avec une pseudo-périodicité de 100 000 et 400 000 ans. Du fait d’un mouvement de précession, la position des saisons se décale sur l’orbite terrestre – on parle de précession des équinoxes – avec des périodicités de 19 et 23 000 ans. Enfin, l’axe d’inclinaison de la Terre (obliquité) par rapport à son orbite fluctue avec des périodicités proches de 40 000 ans, mais aussi plus lentes (1,2 million d’années) (figure 7.3).

F IGURE 7.3. Caractérisation des 3 paramètres décrivant l’orbite terrestre : excentricité, précession des équinoxes et inclinaison. L’évolution cyclique de ces 3 paramètres provoque une variation de l’insolation et de sa répartition saisonnière et en latitude, qui est la cause des grands cycles glaciaires-interglaciaires.

Les variations de l’obliquité affectent la durée des saisons (en phase dans les deux hémisphères) et l’ensoleillement annuel (avec des effets opposés aux basses et hautes latitudes). La précession des équinoxes module le cycle saisonnier d’ensoleillement avec des effets opposés dans les deux hémisphères, et son effet est d’autant plus fort lorsque l’excentricité de l’orbite terrestre est grande. Conformément à la théorie développée par Milankovitch dans les années 1920-1930, ces variations d’ensoleillement jouent un rôle clé dans la dynamique du climat à l’échelle des cycles glaciaires-interglaciaires (voir section 7.3), et même pour les tendances au cours des derniers millénaires (voir section 7.4), mais n’agissent pas à l’échelle de la décennie ou du siècle. Elles sont calculées très précisément pour des dizaines de millions d’années passées ou futures. Actuellement, l’orbite terrestre est caractérisée par une excentricité faible, ce qui

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Chapitre 7. Variations passées du climat

atténue l’impact des variations liées à la précession des équinoxes. Au cours des prochaines dizaines de millénaires, les variations d’ensoleillement seront modestes (figures 7.3 et 7.4).

F IGURE 7.4. Fluctuations de la répartition de l’énergie solaire incidente en fonction de la latitude et du temps exprimé en milliers d’années (passées = valeurs négatives ; futures = valeurs positives), pour décembre-janvier-février (en haut), en moyenne annuelle (au milieu) et juin-juillet-août (en bas). Ces fluctuations sont liées à celles de l’orbite terrestre.

Forçages géologiques

Un second forçage externe est lié aux facteurs géologiques. À l’échelle de millions d’années, la dérive des continents, liée à la tectonique des plaques, a évidemment des impacts sur le climat des différentes régions, en fonction de la répartition des continents et des océans avec la latitude. La formation des montagnes agit également sur le climat, parfois à grande échelle. Ainsi, l’élévation progressive du plateau tibétain a joué un rôle clé dans la mise en place de la mousson indienne. Enfin, l’activité volcanique a deux principaux impacts sur le climat. Aux échelles de temps géologiques (millions d’années), l’activité

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volcanique contrôle les rejets de dioxyde de carbone vers l’atmosphère, tandis que les mécanismes d’altération et d’érosion régulent la concentration atmosphérique en dioxyde de carbone. À plus court terme, les éruptions volcaniques de type explosif tropical ont la capacité d’injecter des quantités très importantes d’aérosols sulfatés dans la stratosphère, où ces particules ont une durée de vie de l’ordre de 1 à 3 ans. Comme on l’a vu dans le chapitre 2, ces aérosols affectent le bilan radiatif terrestre en réfléchissant une partie du rayonnement solaire ; en outre, ils peuvent également servir de noyaux de condensation pour la formation de nuages. L’analyse de la composition chimique de la glace issue de forages au Groenland et en Antarctique est utilisée pour estimer l’intensité du flux d’aérosols provenant des différentes éruptions volcaniques passées. L’une des principales difficultés est de distinguer les éruptions de volcans de haute latitude localisés près des sites de forages mais qui n’ont pas injecté d’aérosols dans la stratosphère et dont l’impact climatique est faible, des éruptions qui ont un effet global. À ces estimations sont associées une incertitude dans la datation des carottes de glace (pour déterminer s’il s’agit du même événement enregistré aux deux pôles), et une incertitude sur le dépôt des aérosols (effets liés à la circulation atmosphérique). L’éruption récente du volcan Pinatubo (1991), bien observée par télédétection spatiale, sert de guide pour relier le dépôt des éruptions passées à la répartition de la concentration en poussières dans l’atmosphère. Des incertitudes importantes subsistent sur la date de certaines éruptions et sur la perturbation radiative associée.

Forçages d’origine anthropique

Le dernier terme qui agit sur le climat tient aux perturbations liées aux activités humaines. Depuis la période néolithique, le développement de l’agriculture entraîne des modifications de l’usage des sols (déforestation, prairies, cultures) qui peuvent avoir un effet sur le climat local à régional. Il ne fait aucun doute que, depuis le début de la période industrielle, les activités humaines ont conduit à des perturbations profondes de la composition atmosphérique à travers le rejet de gaz à effet de serre et de particules de pollution. La question de savoir si les activités humaines préindustrielles ont eu un impact significatif sur la composition atmosphérique et le climat global reste débattue (voir section 7.2). Ces différents éléments indiquent que la variabilité passée du climat peut être affectée par des processus d’origine géologique, tectonique ou anthropique, qui modifient les conditions aux limites de la machine climatique, ou agissent sur son bilan radiatif. Dans ce cas, il peut y avoir une relation de cause à

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Chapitre 7. Variations passées du climat

conséquence entre perturbation et réponse du système climatique, ce qui peut être confronté aux résultats de modélisation numérique du climat. 7.1.2

Les rétroactions

La machine climatique présente également la capacité de produire une variabilité à différentes échelles de temps, même en l’absence de modification des conditions de forçage que nous venons de voir. Les interactions océan-surfaces continentales-atmosphère peuvent produire des variations interannuelles, décennales, ou multi-centennales allant jusqu’à un millier d’années, comme l’ont suggéré des simulations numériques longues. Les interactions entre calottes de glace et climat peuvent conduire à des fluctuations des flux d’eau douce et potentiellement de la circulation océanique à différentes échelles de temps. Une partie de la variabilité du climat peut donc avoir des causes intrinsèques au système étudié, non nécessairement liées à une cause externe. Il est évidemment plus délicat de comprendre les mécanismes en jeu. L’étude des climats passés demande donc de caractériser le spectre de variabilité du climat, d’étudier des séquences d’événements pour comprendre dans quelle région se construit ou s’amplifie la variabilité du climat. Lorsque l’on étudie les variations du système climatique, il est essentiel de préciser les différentes rétroactions (figure 7.5) mises en jeu et qui peuvent amplifier ou atténuer l’impact d’une perturbation initiale, quelle qu’en soit sa cause.

F IGURE 7.5. Les constantes de temps des rétroactions affectant la réponse du système climatique à une perturbation, de l’ordre de l’année pour les plus rapides, et dépassant le million d’années pour les plus lentes.

LE CLIMAT

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Ainsi, à des échelles de temps de quelques décennies, les rétroactions climatiques « rapides » mettent en jeu l’évolution de la température de l’atmosphère et de l’océan de surface, la concentration atmosphérique en vapeur d’eau, la nébulosité, la couverture de neige ou l’extension de glace de mer. Mais d’autres rétroactions s’y superposent et peuvent faire intervenir le cycle du méthane, du dioxyde de carbone, les interactions entre hydrologie, couverture végétale et production d’aérosols continentaux, la réponse de l’océan profond ou des calottes de glace. . . Ces rétroactions sont considérées comme « lentes », car elles demandent parfois des siècles à des millénaires pour se réaliser. L’étude des climats passés fait intervenir et permet d’étudier à la fois les rétroactions rapides et les rétroactions lentes, ce que les quelques décennies, à quelques siècles au mieux, d’observations instrumentales, ne permettent pas. Ces rétroactions peuvent donner lieu à des changements d’état comme les passages de l’état glaciaire à l’état interglaciaire, et à des processus non linéaires ; ainsi, un apport d’eau douce fait varier la densité de l’eau de mer qui, au-delà d’un certain seuil, peut affecter la circulation océanique profonde. Dans les sections suivantes, nous allons nous concentrer sur le climat « à géologie constante » et pour lequel les conditions de fonctionnement de la machine climatique (topographie des continents et des océans, relief. . . ) sont comparables à celles du climat actuel. Nous parcourerons brièvement trois grands types de variations climatiques : les cycles glaciaires interglaciaires ; les instabilités rapides du climat glaciaire ; et enfin les petites variations du climat au cours du dernier millénaire. 7.2

Archives et proxies

Les variations passées du climat ont laissé leur empreinte dans les milieux naturels sur les continents comme dans les océans, à travers des modifications géomorphologiques, physiques, chimiques, biologiques. Ces archives naturelles du climat peuvent être collectées par carottages ou par forages. À partir de ces indicateurs indirects du climat, ou « proxies », on remonte aux variables climatiques cherchées, en supposant que la formation de ces signaux a réagi aux variations de la variable climatique étudiée de la même manière qu’elle le fait aujourd’hui. 7.2.1

Sur les continents

Divers milieux continentaux recèlent des archives climatiques : les sols, les lœss, les lacs, les tourbières, la végétation, les glaces continentales et polaires, les nappes phréatiques, les zones côtières. L’empreinte des variations d’extension

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Chapitre 7. Variations passées du climat

des glaciers, des modifications des cours d’eau ou du niveau des mers renseigne sur les évolutions des surfaces continentales. Les profils de température dans les forages des sols ou des glaces polaires reflètent les variations passées des températures à la surface des continents. Leurs paramètres biologiques ou physico-chimiques sont des indicateurs de changements de température – de l’air ou de l’eau –, du cycle de l’eau, parfois des deux à la fois. Ainsi les compositions isotopiques de l’hydrogène et de l’oxygène des précipitations, eau ou neige, archivées dans les glaciers, dans la calcite de stalagmites, dans les carbonates lacustres ou dans la cellulose de cernes d’arbres, sont contrôlées par le fractionnement isotopique lors de la condensation de la vapeur d’eau au cours de son transport atmosphérique ; elles dépendent de la température dans les régions tempérées et polaires, et de la quantité de précipitations dans les régions tropicales (figure 7.6).

F IGURE 7.6. L’analyse de la neige à la surface du continent antarctique montre une relation linéaire entre température de surface et composition isotopique de la neige actuelle. δD (D pour deutérium) est l’écart relatif entre la proportion HDO/H2 O dans l’échantillon donné et dans l’eau de mer terrestre ; δD = −500 pour une concentration de HDO deux fois moindre dans l’échantillon que dans l’eau de mer. Ce « thermomètre isotopique » résulte des fractionnements isotopiques dans les processus de condensation et d’évaporation de l’eau dans l’atmosphère.

La qualité des reconstructions est améliorée et quantifiée par le croisement de différents indicateurs et archives d’une même région. Des bases de données d’indicateurs paléoclimatiques compilées à grande échelle permettent de reconstruire la dynamique de l’atmosphère, comme les déplacements au cours du temps de la zone de convergence intertropicale ou les variations interannuelles d’indices caractéristiques de certains modes d’oscillation comme El Niño sur des périodes de plusieurs siècles ou millénaires. Les transports de matériaux terrigènes, dépôts de lœss, les dunes, les poussières, ont été utilisés pour déterminer

LE CLIMAT

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F IGURE 7.7. Ci-dessus : des forages profonds sont réalisés depuis les années 1950 au Groenland (à gauche) et en Antarctique (à droite). Les forages déjà réalisés sont indiqués par les cercles noirs, ceux en cours par les cercles blancs, et les projets par les astérisques noires et blanches. En bas, une carotte de glace est retirée du carottier sur le site du forage NEEM au Groenland.

la direction des vents dominants, pour caractériser les changements d’aridité des régions sources, et l’efficacité du transport atmosphérique. Les événements extrêmes ont aussi laissé leurs traces, comme les sécheresses dans les cernes d’arbres. Les fortes précipitations liées aux tempêtes tropicales laissent leur empreinte dans la composition isotopique de la cellulose des cernes d’arbre ou la calcite des stalagmites ; les charbons témoignent des feux de biomasse ; les sédiments lacustres témoignent des crues tandis que ceux des lagunes renseignent sur les submersions marines passées.

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Chapitre 7. Variations passées du climat

7.2.2

Dans les océans

Dans l’océan, les sédiments et les coraux archivent des informations sur les paramètres hydrologiques (température, salinité, ventilation, acidité des eaux marines. . . ) ou biologiques, notamment la productivité marine. La température de surface des océans est un paramètre essentiel du climat car elle contrôle les échanges d’eau et de chaleur avec l’atmosphère et module la solubilité des gaz et leur taux d’échange avec l’atmosphère. C’est le paramètre le plus largement reconstruit à partir de différents indicateurs. Depuis le XIX e siècle, la répartition géographique des ensembles de population de l’écosystème marin a fait l’objet d’études systématiques qui ont permis d’établir les relations entre les caractéristiques des masses d’eau et l’abondance de certaines espèces de plancton. Les progrès instrumentaux ont ensuite permis la découverte de nouveaux indicateurs dans des molécules organiques des algues par exemple, ou dans les compositions chimiques et isotopiques des squelettes coralliens et des coquilles carbonatées des foraminifères. De tels indicateurs ont aussi permis d’accéder à la température des eaux profondes. La densité de l’eau de mer dépend de sa température et de sa salinité ; les variations de cette densité sont responsables de la circulation profonde de l’océan comme on l’a vu au chapitre 1, section 1.3. La salinité de l’eau est affectée par le bilan évaporation-précipitation du cycle hydrologique. Déterminer la salinité des masses d’eau océaniques du passé permet d’appréhender les modifications des circulations océaniques et du cycle de l’eau lorsque les conditions climatiques étaient différentes de celles d’aujourd’hui. Les reconstructions de salinité sont fondées sur la géochimie des carbonates ou des eaux interstitielles des sédiments marins. Alors que la circulation profonde est conditionnée par la densité des masses d’eau, la circulation océanique est gouvernée dans sa partie superficielle par les vents et la position des continents (voir chapitre 1, section 1.3). Les variations de ces différents paramètres vont donc influencer l’évolution de la circulation océanique et la répartition des échanges d’énergie. Les changements de circulation et de température vont à leur tour influencer le cycle du carbone océanique et la chimie de l’océan à travers son alcalinité. Divers indicateurs servent de base à la reconstruction de ces différents paramètres : la composition isotopique du bore ou du carbone dans les coquilles carbonatées de différents organismes ou micro-organismes : coraux, mollusques, foraminifères, les isotopes radiogéniques et leur affinité spécifique à l’égard des particules en suspension dans la colonne d’eau.

LE CLIMAT

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F IGURE 7.8. Lors de campagnes océanographiques sur le Marion Dufresne, des carottes de sédiments marins sont prélevées dans les différents océans. Elles permettent de reconstruire les variations passées du climat et de l’environnement.

7.2.3

Datation des archives climatiques

Pour caractériser l’évolution passée du climat, toutes ces archives climatiques doivent être datées et rassemblées sur une échelle de temps commune et absolue. Les datations peuvent être relatives à des événements repères identifiés, par exemple des éruptions volcaniques, ou synchronisés avec les paramètres astronomiques de l’orbite terrestre. Des datations absolues peuvent être effectuées par des méthodes isotopiques de mesure de différents radioéléments tels que carbone 14, couples uranium/thorium ou potassium/argon. On peut aussi dater par comptage de couches annuelles dans les cernes d’arbres ou les lamines sédimentaires annuelles, ou, pour les carottes de glace, en exploitant, les cycles saisonniers des propriétés physiques, chimiques ou isotopiques. 7.2.4

Incertitudes sur les reconstructions

Les incertitudes sur ces reconstructions ont plusieurs origines : incertitudes sur les mesures, tant des indicateurs eux-mêmes que des datations ; incertitudes sur la stabilité des relations entre indicateur et climat (la saison qui influence l’indicateur peut fluctuer au cours du temps) ; influences concurrentes d’un ensemble de paramètres climatiques comme la température et le stress hydrique. La confrontation de différents indicateurs et différentes archives, par exemple océanique et continental, permet de quantifier et de réduire ces incertitudes.

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Chapitre 7. Variations passées du climat

Les derniers 60 millions d’années : de la Terre « serre » à la Terre « glaciaire » 7.3

Les carottes sédimentaires marines ainsi que les vestiges géologiques terrestres permettent de caractériser l’histoire du climat terrestre au cours des derniers 60 millions d’années. Dans les sédiments marins, la composition isotopique (δ18 O) enregistrée par les tests – les coquilles carbonatées – de foraminifères permet de caractériser l’évolution de la température des eaux de mer ainsi que l’évolution du volume des glaces continentales. En effet, la composition isotopique de la calcite dépend de la température ainsi que de la composition isotopique de l’eau de mer. Comme la formation de calottes de glace s’effectue à partir de chutes de neige appauvries en isotopes lourds, la composition isotopique de l’eau de mer est enrichie en isotopes lourds lorsque le volume des glaces continentales augmente, c’est-à-dire lorsque le niveau des mers diminue, pendant les périodes glaciaires. Par ailleurs, les changements de concentration atmosphérique en dioxyde de carbone laissent une empreinte dans différentes archives terrestres et marines. Ainsi, l’étude de certains paléosols, l’étude de la densité de stomates (ouvertures permettant les échanges gazeux) de feuilles fossiles, l’étude de certaines plantes (anémones hépatiques), la formation de minéraux carbonatés (nahcolite) permettent d’estimer, dans des archives terrestres, les variations de la concentration atmosphérique en CO2 . Ces données ponctuelles complètent des estimations continues issues de l’étude du phytoplancton et des isotopes du bore qui permettent d’évaluer les variations passées du pH océanique et ainsi la concentration atmosphérique passée en CO2. Au cours des derniers 60 Ma (millions d’années), ces données (figure 7.9) montrent que l’évolution du climat est marquée par une période très chaude il y a 60 à 34 Ma. Des concentrations en CO2 de 500 à 1 000 ppm coïncidaient avec des températures au fond des océans de 4 à 12 ◦ C au-dessus du niveau préindustriel. Vers 50 Ma (Éocène), les estimations de changements de température de surface font état d’un climat 9 à 16 ◦ C plus chaud que pour la période préindustrielle. Après cette période très chaude, le climat connaît un refroidissement progressif (figure 7.9), vraisemblablement provoqué par une baisse de la teneur en dioxyde de carbone dans l’atmosphère, liée aux processus d’érosion et de sédimentation (voir le cycle du CO2 dans le chapitre 2). Lorsque le refroidissement est tel qu’il permet l’englacement de l’Antarctique, il y a 34 Ma, on note une accélération du refroidissement, lié en particulier à l’albédo de la calotte polaire. Une seconde accélération est observée il y a environ 10 Ma, du fait de

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F IGURE 7.9. La teneur en dioxyde de carbone dans l’atmosphère estimée à partir d’un ensemble d’indices indirects issus d’archives terrestres et marines (en haut) était sensiblement plus élevée que maintenant il y a 50 millions d’années. À la même époque, la température moyenne au fond des océans (en bas) était également beaucoup plus élevée qu’actuellement. L’évolution actuelle de la teneur atmosphérique en CO2 pourrait nous ramener à des concentrations comparables à celles d’il y a 50 millions d’années. L’enveloppe bleue de la figure du haut représente l’incertitude à 1 sigma avec un lissage à 8 Ma pour les données avant 30 Ma et un lissage à 1 Ma pour les données les plus récentes.

l’englacement du nord de l’hémisphère nord (Groenland, Amérique du Nord, Eurasie). La dernière période chaude est donc enregistrée il y a environ 3,3 Ma (Pliocène moyen, Mean Pliocene Warm Period, MPWP). Elle correspond à des niveaux de concentrations en CO2 de l’ordre de 400 ± 50 ppm, et un climat 160

Chapitre 7. Variations passées du climat

global environ 2 à 3,5 ◦ C plus chaud que pendant la période préindustrielle. Le niveau des mers était plus élevé qu’aujourd’hui de 10 à 20 mètres, témoignant de la déglaciation de la majeure partie du Groenland, de l’Antarctique de l’Ouest, et de certains secteurs de l’Antarctique de l’Est. Ces données géologiques témoignent de la réponse à long terme (plusieurs milliers d’années) du climat à des niveaux élevés de CO2 , comparables au niveau actuel (400 ppm) et au niveau qui pourrait être atteint au cours des prochains siècles au cas où la consommation d’énergies fossiles s’accentuerait (1 000 ppm). 7.3.1

Les glaciations du Quaternaire

La période du Quaternaire, couvrant les derniers 2,588 Ma (millions d’années), est caractérisée par un état moyen remarquablement froid dans le contexte des derniers 60 Ma comme le montre la figure 7.10. Le Quaternaire est ponctué par une succession de périodes glaciaires et interglaciaires, contrôlée par les

F IGURE 7.10. Zoom sur l’évolution du climat et de la composition atmosphérique au cours des derniers 3,5 millions d’années. De haut en bas : indice d’aridité du climat à travers le dépôt de poussières dans des sédiments marins de l’océan Austral (rouge) ; évolution du niveau des mers (bleu) ; évolution de la température de surface des océans tropicaux (noir) et évolution de la concentration atmosphérique en dioxyde de carbone (en bas). Pour les derniers 800 000 ans, la courbe verte de la figure du bas montre les mesures directes effectuées dans l’air piégé dans les carottes de glace antarctiques.

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paramètres orbitaux de la terre, et dont la fréquence et l’intensité ont changé au cours du temps. Ainsi, la période entre 2,6 et 1,3 Ma est marquée par des fluctuations glaciaires-interglaciaires de faible amplitude se produisant avec une périodicité d’environ 40 000 ans. Entre 1,3 et 0,8 Ma, les périodes glaciaires

F IGURE 7.11. Du haut en bas, les courbes montrent, pour les derniers 800 000 ans, les variations des paramètres de l’orbite terrestre : excentricité, obliquité et précession, l’évolution de la composition atmosphérique en CO2 à partir des carottes de glace antarctiques (en vert), évolution de la température de surface des océans tropicaux à partir des sédiments marins (en rouge), de la température en Antarctique à partir de l’analyse isotopique de plusieurs carottes de glace (violet), la variation de la composition isotopique de foraminifères benthiques (en vert) et les estimations des variations passées du niveau des mers (en bleu). Les enveloppes de couleur indiquent les résultats de simulations transitoires conduites à l’aide de modèles de climat, auxquels ont été fournis les changements des paramètres orbitaux et l’évolution de la composition atmosphérique. Les petits carrés rouges sur l’axe du haut, indiquent la période interglaciaire actuelle (H) et la précédente (LIG). Le petit insert en bas met en relief la vitesse, faible, des changements de température à la surface de la Terre lors de la dernière déglaciation.

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Chapitre 7. Variations passées du climat

atteignent une intensité beaucoup plus prononcée et une durée moyenne de l’ordre de 100 000 ans. Cette transition, qui ne peut pas s’expliquer par les seuls changements des paramètres de l’orbite terrestre, pourrait combiner des effets de seuil, par exemple vis-à-vis de la teneur atmosphérique en gaz à effet de serre, et des changements de la réponse du climat au forçage orbital. Plusieurs théories s’opposent concernant principalement le rôle respectif de la précession des équinoxes et de l’obliquité dans la mise en place des cycles glaciairesinterglaciaires. Les glaciations du dernier million d’années sont les mieux documentées grâce aux enregistrements paléoclimatiques issus d’archives naturelles continentales, polaires et marines. La figure 7.11 décrit l’évolution de la teneur atmosphérique en dioxyde de carbone ainsi que l’évolution du niveau des mers, de la température en Antarctique et de la température de surface des océans tropicaux. L’ensemble des indicateurs climatiques montre une très grande

F IGURE 7.12. Synthèse d’estimations du changement de température entre la dernière période interglaciaire 128 à 125 000 ans avant l’actuel et la période préindustrielle à partir d’archives naturelles (en haut) et à partir de 16 modèles de climat (en bas).

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cohérence à l’échelle des variations glaciaires-interglaciaires qui correspondent à des réorganisations du climat global et à un équilibre entre les niveaux de gaz à effet de serre, le volume des glaces et la température à la surface terrestre. Ces variations de température sont modestes dans les régions tropicales, typiquement 2 à 3 ◦ C entre maxima glaciaires et interglaciaires, et beaucoup plus intenses dans les régions polaires, 10 ◦ C en Antarctique, plus de 20 ◦ C au Groenland (figure 7.12). Il faut souligner une certaine variabilité dans l’intensité, la durée et l’évolution du climat au cours des différentes périodes glaciaires ou interglaciaires. Les périodes interglaciaires se produisant entre 700 et 450 000 ans atteignent un réchauffement modeste par rapport aux périodes interglaciaires les plus récentes. La dernière période interglaciaire, il y a environ 125 milliers d’années, est marquée par des températures plus élevées aux deux pôles que pendant la période pré-industrielle (figure 7.12) et par un haut niveau marin de l’ordre de 6 mètres au-dessus du niveau moyen des mers avant l’époque industrielle. Les données issues des forages au Groenland suggèrent que la calotte groenlandaise a partiellement fondu en réponse à ce réchauffement et a pu contribuer entre 1,4 et 4,3 mètres à ce haut niveau marin (voir la figure 7.13). On en déduit que la calotte antarctique a également réagi et contribué pour plusieurs mètres à ce haut niveau marin, même s’il n’existe pas d’observations directes d’une déglaciation partielle de l’Antarctique de l’ouest ou de certains secteurs potentiellement instables de l’Antarctique de l’est. Comme on peut le voir sur la figure 7.11, la période interglaciaire qui s’est produite il y a environ 400 000 ans a été notablement plus longue que les autres, atteignant une durée de l’ordre de 20 000 ans. Le contexte orbital et principalement une faible excentricité de l’orbite terrestre seraient responsables de la durée exceptionnelle de la période interglaciaire il y a 400 000 ans, atténuant l’impact des variations de la précession des équinoxes. Ceci est particulièrement intéressant à souligner, dans la mesure où la période interglaciaire actuelle a débuté il y a environ 11 700 ans dans un contexte également de faible excentricité de l’orbite terrestre. Sans prendre en compte l’impact des activités humaines, l’évolution future des paramètres de l’orbite terrestre (figure 7.11) sera modeste, et devrait conduire à une durée exceptionnellement longue pour notre période interglaciaire en cours. La fin des périodes interglaciaires passées est utilisée pour déterminer le seuil d’ensoleillement donnant lieu, pour une concentration de gaz à effet de serre donnée, au démarrage d’une glaciation. La comparaison entre les différentes périodes interglaciaires passées suggère qu’avec la concentration préindustrielle en dioxyde de carbone (environ 280 ppmv), les variations futures

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Chapitre 7. Variations passées du climat

(a)

(b)

(c)

(d)

F IGURE 7.13. Simulations de la topographie de la calotte de glace du Groenland lors de sa déglaciation de la dernière période interglaciaire, il y a 121 à 126 000 ans. Les modèles sont indiqués par leurs acronymes. Les carrés blancs indiquent les sites de forages profonds dans les glaces du Groenland. La présence de glace lors de la dernière période interglaciaire est prouvée au sommet du Groenland (forage GRIP, noté G), au nord (forage NGRIP noté NG) et au nord-ouest (forage NEEM noté NE). Elle est incertaine au sud (forage Dye3 noté D). Les résultats de modèles d’écoulement de la glace, utilisant le climat simulé pour cette dernière période interglaciaire, ont été filtrés pour ne conserver que les simulations compatibles avec les changements d’altitude estimés au site de NEEM. Les configurations simulées, assez différentes, correspondent à une contribution de la calotte du Groenland allant de 1,4 à 4,3 mètres à la montée du niveau des mers de cette période.

de l’ensoleillement seront trop faibles pour provoquer une entrée en glaciation, pour plusieurs dizaines de millénaires à venir. Il y a une cohérence dans l’intensité des périodes glaciaires et interglaciaires telles qu’elles sont enregistrées dans différents paramètres du climat global : température en Antarctique, température de surface des océans tropicaux, gaz à effet de serre, volume des glaces. Cette relation étroite tient à la réponse des rétroactions rapides du climat (température, vapeur d’eau, glace de mer, nuage...), aux perturbations radiatives liées à l’albédo des glaces et aux variations de l’effet de serre, et donc à la sensibilité du climat global à ces perturbations radiatives. Cependant, les mécanismes responsables de l’augmentation de l’intensité des périodes glaciaires et interglaciaires il y a environ 400 000 ans restent mal compris. Il semble que les périodes glaciaires les plus intenses soient suivies des déglaciations les plus importantes et donnent lieu à des périodes interglaciaires particulièrement chaudes.

LE CLIMAT

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7.3.2

Entrée en glaciation

Dans l’état actuel des connaissances, la transition entre une période interglaciaire et une période glaciaire, particulièrement bien décrite pour la dernière entrée en glaciation, il y a environ 115 000 ans, se produit de la manière suivante : le contexte orbital évolue au cours de la période interglaciaire, entraînant de faibles variations climatiques qui affectent essentiellement de façon régionale les moussons et les températures. Cette évolution se produit jusqu’à la conjonction d’une obliquité faible et d’une position de l’été de l’hémisphère nord lorsque la Terre est au plus loin du Soleil sur son orbite. Une telle configuration orbitale produit un minimum d’ensoleillement d’été dans l’hémisphère nord, un effet de la précession, et un minimum d’ensoleillement annuel aux deux pôles, un effet de l’obliquité ; en même temps, l’ensoleillement annuel reste fort aux basses latitudes : l’effet de l’obliquité est opposé aux hautes et aux basses latitudes. Le refroidissement des hautes latitudes limite la fonte estivale de la neige, permettant ainsi l’accumulation de neige année après année. Des modifications du couvert végétal se produisent rapidement, entraînant un recul des zones de forêt au profit de la toundra, ce qui augmente l’albédo des continents et le refroidissement. Le même processus se produit en réaction à l’extension des zones de banquise. En parallèle, le maintien de températures clémentes aux basses latitudes favorise la présence de plus de vapeur d’eau et le transport d’humidité, nécessaire pour la formation de calottes de glace. La circulation océanique dans l’Atlantique Nord (figure 7.14) est renforcée, principalement dans les eaux intermédiaires (2 000 m de profondeur), avec une augmentation du transport de chaleur vers le nord par les courants marins. Il y a environ 70 000 ans, donc près de 45 000 ans après le début du refroidissement des hautes latitudes, une modification de la circulation océanique profonde semble coïncider avec une baisse de la concentration en dioxyde de carbone dans l’atmosphère et le refroidissement des régions tropicales. Le système climatique évolue alors progressivement vers un maximum glaciaire, caractérisé par un maximum de volume des glaces, un minimum de teneur en gaz à effet de serre et une température moyenne à la surface de la Terre de l’ordre de 9 à 10 ◦ C, soit environ 4 à 5 ◦ C de moins que pour le climat préindustriel. Les modèles de circulation générale de l’atmosphère et de l’océan simulent correctement les grands traits du climat glaciaire (figure 7.12) mais semblent sous-estimer les changements de températures dans plusieurs régions, en particulier aux hautes latitudes, ainsi que les structures est-ouest de changements de température de surface océanique. L’une des incertitudes dans cette comparaison entre simulations et reconstructions porte sur les impacts des changements de concentration en poussières dans l’atmosphère glaciaire, ainsi que sur les

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Chapitre 7. Variations passées du climat

F IGURE 7.14. Évolution de la circulation océanique lors de l’entrée en glaciation, entre 130 et 60 000 milliers d’années (ka) avant l’actuel. Noter que les âges sont croissants de gauche à droite, l’époque la plus récente est à gauche. Courbe noire : évolution de l’ensoleillement d’été à 65 ◦ N, liée aux variations des paramètres de l’orbite terrestre. Courbe violette : évolution du niveau moyen des mers. Les courbes verte et orange indiquent respectivement l’évolution de la température de surface à 37 ◦ N et 55 ◦ N dans l’Atlantique nord. Les courbes de la figure du haut indiquent l’évolution de la circulation méridienne de l’Atlantique nord, à partir du rapport 231 Pa/230 Th mesuré sur des sédiments marins correspondant à des eaux intermédiaires (2 160 m) et profondes (> 3 000 m). Produit naturellement à une valeur de 0,093, une diminution de ce rapport reflète l’intensité de la circulation océanique.

impacts des changements de végétation, qui ne sont pas pris en compte dans les simulations présentées sur la figure 7.12 et peuvent engendrer des rétroactions locales ou via les couvertures des surfaces neigeuses ou englacées (banquise).

LE CLIMAT

167

7.3.3

Sortie de glaciation

Alors que les entrées en glaciation sont des phénomènes graduels, liés à un ensemble de rétroactions positives du « système Terre », amplifiant l’effet initial des perturbations orbitales, la fin des périodes glaciaires se produit de manière plus brutale, en quelques milliers d’années. La séquence des événements a pu être reconstruite de façon assez précise (figure 7.15) pour la dernière déglaciation, grâce aux méthodes de datation radiométriques. Le niveau des mers commence à augmenter il y a environ 19 000 ans, marquant le démarrage de la dernière déglaciation. Il est suivi d’un lent réchauffement de l’Antarctique et d’une augmentation des teneurs atmosphériques en dioxyde de carbone, qui se produisent en phase (à quelques siècles près, ce qui est l’incertitude sur la datation) alors que les températures de l’hémisphère nord restent froides. Cette situation de bascule entre hémisphères est liée à des réorganisations de la circulation méridienne de l’océan Atlantique (voir partie suivante), probablement en réaction à l’apport d’eau douce lors de la fonte des calottes de l’hémisphère nord. La remise en route du transport de chaleur vers l’Atlantique du Nord par la circulation océanique provoque un réchauffement brutal de l’hémisphère nord, une migration vers le nord de la zone de convergence intertropicale, une intensification des moussons et une augmentation des teneurs atmosphériques en ´ ´ », il y a environ 14 700 ans), et une méthane (événement de « Bølling/Aller ød stabilisation temporaire des températures antarctiques et des teneurs en dioxyde de carbone. Cette embellie est brève, car un ralentissement de la circulation thermohaline entraîne un refroidissement dans l’hémisphère nord (c’est l’épisode du Dryas Récent), et une deuxième vague de réchauffement de l’Antarctique et d’augmentation de la concentration atmosphérique en dioxyde de carbone. L’intensification de la circulation océanique entraîne une dernière phase de réchauffement de l’hémisphère nord, il y a environ 11 700 ans, marquant le début de la période interglaciaire actuelle, appelée l’Holocène. Cette déglaciation comporte donc une superposition de bascules inter-hémisphériques, liées à la circulation thermohaline, et d’un réchauffement global, dans lequel le retrait des calottes de glace de l’hémisphère nord et l’augmentation des teneurs en dioxyde de carbone et en méthane jouent un rôle amplificateur clé. Le déclenchement des déglaciations est certainement lié aux paramètres orbitaux mais également à des effets de seuil par rapport à l’extension des glaces continentales, dont les caractéristiques doivent encore être affinées. Pendant cette dernière déglaciation, une première synthèse des reconstructions de températures a permis d’estimer le rythme du réchauffement, qui a été de l’ordre de 1 à 1,5 ◦ C par mille ans (voir l’encart en bas de la figure 7.11).

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Chapitre 7. Variations passées du climat

F IGURE 7.15. Évolution du climat global lors de la dernière déglaciation, entre 22 000 et 6 000 ans avant le présent (ici, 1950). De haut en bas, en vert : évolution du niveau moyen des mers (en vert) ; estimation de la température moyenne à la surface terrestre (en jaune), à partir de proxies ; concentration atmosphérique en dioxyde de carbone (bleu) à partir des carottes de glaces de l’Antarctique. Le moteur de ces changements est les variations de l’ensoleillement d’été à 65 ◦ N. Les variations de niveau des mers et de température sont des différences par rapport au climat interglaciaire actuel. En bas : selon les couleurs, estimation des changements de température selon les latitudes (à partir de proxies).

7.3.4

La période interglaciaire actuelle : l’Holocène

Depuis 11 700 ans, le climat est dans une configuration « interglaciaire », cette période étant appelée l’Holocène. Comme au sein des périodes interglaciaires précédentes (voir la figure 7.11 ci-dessus et le texte correspondant), les tendances

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169

F IGURE 7.16. Simulations des changements climatiques d’il y a 6 000 ans par rapport au climat préindustriel, en réponse aux changements des conditions aux limites du climat : modifications des paramètres astronomiques, concentration en gaz à effet de serre. Les résultats présentés sont la moyenne de 14 modèles numériques de climat. En haut : changement de température d’été (juin à septembre) en ◦ C. En bas : changements de précipitations d’été (juin à septembre) en mm par jour.

climatiques lentes (à l’échelle de plusieurs millénaires) sont affectées par les variations de l’ensoleillement. Ceci est illustré par le résultat de modèles numériques de climat (figure 7.16), en réponse au paramètres astronomiques d’il y a 6 000 ans. Tous les modèles produisent un réchauffement des moyennes et hautes latitudes nord en été, en bon accord avec les estimations issues par exemple de l’analyse des pollens de cette période. Au cours des derniers millénaires, le climat des moyennes et hautes latitudes nord s’est graduellement refroidi, en réponse aux changements de la configuration de l’orbite terrestre. Cependant, à l’échelle planétaire, les changements de température au cours de l’Holocène, comme au cours de la période interglaciaire précédente, ont été modestes. On estime en effet que la température moyenne à la surface terrestre n’a pas varié de plus de 2 ◦ C par rapport au climat préindustriel. Les modifications les plus importantes apparaissent dans les caractéristiques des cycles saisonniers, en réponse aux modifications saisonnières de l’insolation induites par la précession des équinoxes. En réponse à ces changements saisonniers, les modèles simulent une intensification des moussons en Afrique du Nord, en Inde et en Asie du Sud-Ouest, en accord avec les informations issues de l’analyse de

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Chapitre 7. Variations passées du climat

niveaux de lacs, des pollens, ou des stalagmites (témoignant de précipitations plus abondantes). Ce changement de moussons est piloté par une réponse du contraste thermique inter-hémisphérique et entre continent et océan. Enfin, la période industrielle est marquée par une rupture profonde dans l’évolution de la composition atmosphérique. La figure 7.17 met en évidence l’augmentation brutale des teneurs atmosphériques en dioxyde de carbone, méthane et oxyde nitreux au cours des derniers siècles, sortant largement du cadre des faibles variations enregistrées dans les carottes de glace au cours de la période interglaciaire actuelle ou des valeurs mesurées au cours des cycles glaciaires-interglaciaires des derniers 800 000 ans. La teneur actuelle de dioxyde de carbone dans l’atmosphère (près de 400 ppmv en 2014) atteint des niveaux comparables à ceux estimés pour le climat du Pliocène, il y a 3 millions d’années.

F IGURE 7.17. Évolution de la teneur de trois gaz à effet de serre dans l’atmosphère, au cours des derniers 10 000 ans (ici définis par rapport à l’année de référence 2005) ; du haut en bas : dioxyde de carbone (ppmv), méthane (ppbv) et oxyde nitreux (ppbv).

7.4

Instabilités abruptes

Les périodes glaciaires sont marquées par une succession d’instabilités rapides du climat, se produisant à l’échelle de quelques décennies à quelques

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171

millénaires. Ces instabilités rapides du climat ne peuvent pas être expliquées par une réponse graduelle aux variations de l’orbite terrestre, et, si elles ont des répercussions globales, elles ont des signatures différentes selon les régions. Elles ont été découvertes et étudiées le plus finement pour la dernière période glaciaire, qui a débuté il y a ∼115 000 ans, et s’est achevée il y a ∼11 700 ans, pour laquelle nous disposons d’archives climatiques à plus haute résolution. Elle a été marquée par 25 événements rapides. Ces instabilités rapides du climat se caractérisent par des conditions très froides aux moyennes et hautes latitudes de l’hémisphère nord, suivies de réchauffements qui durent de quelques centaines à quelques milliers d’années. 7.4.1

Les événements de Dansgaard-Oeschger

Les événements de Dansgaard-Oeschger, du nom des scientifiques danois et suisses qui ont contribué à les identifier dans les glaces du Groenland et dans de nombreuses autres archives à haute résolution, sont constitués d’une phase froide et du réchauffement qui la suit. Ces événements n’ont pas de périodicité bien définie et leur fréquence semble croître avec l’étendue des calottes de glace. Leurs caractéristiques diffèrent d’une région à l’autre et se superposent à des variations régionales plus lentes telles que celles liées aux variations de l’orbite terrestre comme c’est le cas des moussons, ou telles que l’englacement des continents de l’hémisphère nord. Ces événements de Dansgaard-Oeschger affectent la température de surface, la salinité et la ventilation des masses d’eau de l’océan Atlantique nord. Ils déplacent vers le sud la zone de convergence intertropicale et les vents d’ouest. Ils entraînent, en Europe, de forts changements de végétation qui ont laissé leur trace dans les grains de pollens déposés dans les tourbières ou les sédiments marins et les concrétions calcaires. Dans les régions tropicales, on assiste à des modifications majeures du cycle de l’eau, conduisant à des alternances de périodes sèches pendant les phases froides, et humides pendant les phases chaudes, en Asie du Sud-Est, avec la situation opposée en Amérique du Sud. Enfin, ces événements de Dansgaard-Oeschger sont accompagnés de variations de la teneur en méthane dans l’atmosphère qui chute pendant les phases froides et augmente pendant les phases chaudes, reflétant ces réorganisations climatiques de grande échelle, qui modulent la production de méthane dans les zones humides tropicales ou boréales. Au Groenland, les variations de température entre les phases froides et les phases chaudes des événements de Dansgaard-Oeschger varient de 8 à 16 ◦ C selon les événements, indépendamment du moment où ils se produisent dans la période glaciaire. Ces estimations proviennent de l’analyse de la diffusion thermique des gaz lors de leur piégeage dans le névé, c’est-à-dire de la

172

Chapitre 7. Variations passées du climat

zone où la neige est progressivement compactée pour se transformer en glace. Les changements de température de surface de la mer en Atlantique nord, au large de l’Europe, peuvent également dépasser les 12 ◦ C. En Europe, les changements de végétation reflètent des variations de température de 5 à plus de 10 ◦ C, et de fortes variations de la quantité de précipitations autour de la Méditerranée. Le mécanisme qui lie les événements de l’hémisphère nord à ceux de l’hémisphère sud commence à être bien compris, en particulier grâce à la synchronisation des échelles chronologiques des carottes de glace du Groenland et de l’Antarctique, par la mesure de la concentration du méthane piégé dans les bulles de gaz de la glace. Ainsi, chaque événement du Groenland a une contrepartie décalée en Antarctique : les phases froides du Groenland coïncident avec un réchauffement progressif Antarctique ; les réchauffements abrupts du Groenland coïncident avec un maximum relatif – les climatologues disent un « optimum » – en Antarctique. Cette bascule inter-hémisphérique, d’abord identifiée sur les événements les plus intenses, se retrouve dans 24 des 25 événements de la dernière glaciation, à l’exception du tout premier. La séquence est la suivante : alors que l’Atlantique nord connaît une période de froid, l’Antarctique se réchauffe ; puis la température augmente de façon abrupte en Atlantique nord, et la température en Antarctique commence à décroître ; on observe ensuite un refroidissement continu et lent au Groenland, alors que dans d’autres régions, comme en Europe, les températures restent stables ; la température chute ensuite rapidement en quelques centaines d’années dans la zone nord Atlantique-Europe, tandis que l’Antarctique commence à se réchauffer lentement. Ces caractéristiques ont conduit à décrire ces instabilités rapides comme une bascule inter-hémisphérique (figure 7.18). Dans les changements climatiques que nous venons de décrire, l’état de la circulation océanique méridienne de grande échelle, la circulation thermohaline, dans le bassin Atlantique, semble jouer un rôle important. Cette hypothèse a été testée à l’aide de modèles de climat (voir chapitre 6) en provoquant une réorganisation de la circulation océanique par un flux d’eau douce introduit artificiellement en Atlantique nord, et en simulant ses impacts. Ceux-ci sont cohérents avec les évolutions comparées des changements de température au Groenland, en Europe ou en Antarctique, ainsi qu’avec les indices disponibles par l’étude des sédiments marins. Dans les simulations climatiques, l’état de cette circulation océanique module la position de la zone de convergence intertropicale (ZCIT) : lorsque la circulation océanique est forte (phases chaudes au Groenland), la ZCIT est située plus au nord (moussons intenses sur les continents de l’hémisphère nord, et faibles dans l’hémisphère sud), et vice-versa en cas de circulation océanique plus faible (phases froides au Groenland). Ce couplage entre cycle de l’eau tropical et circulation océanique est corroboré par les

LE CLIMAT

173

F IGURE 7.18. Instabilités rapides du climat glaciaire. En haut : marqueurs isotopiques des changements 18 de température au Groenland (δ O, en pour mille) et en Antarctique (δD, en pour mille), en fonction de l’âge (du passé, à gauche, vers le présent, 0 pour l’année 1950, à droite). Au milieu : simulation de la réponse de la circulation océanique à un apport brutal d’eau douce. On observe un mécanisme de bascule inter-hémisphérique qui tient à une modification de la circulation méridienne de retournement de l’océan Atlantique, atténuée autour de l’Antarctique par l’inertie thermique de l’océan Austral (schéma du bas).

enregistrements issus des stalagmites en Asie ou en Amérique du Sud (figure 7.19). La cause exacte de l’instabilité de la circulation océanique ellemême reste une énigme : s’agit-il d’un processus intrinsèque à la dynamique

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Chapitre 7. Variations passées du climat

F IGURE 7.19. Changements de moussons pendant les événements de Dansgaard-Oeschger. En haut : changement de température au Groenland déduits de l’analyse des carottes de glace. Au milieu et en bas : indication des changements de précipitations en Asie du Sud-Est (milieu) et en Amérique du Sud (bas) à partir de la composition isotopique de stalagmites. On note une antiphase entre les changements de précipitations entre l’Asie et l’Amérique du Sud, ce qui traduit des décalages nord-sud de la zone de convergence intertropicale.

de l’océan lorsqu’il se refroidit ; ou est-elle liée à des injections d’eau douce dans certaines régions comme l’Atlantique nord causées par des instabilités des calottes de glace ; ou est-ce le résultat des interactions océan-calottes de glace ?

7.4.2

Autres instabilités

Bien que moins documentée, une variabilité millénaire similaire existe aussi dans les périodes glaciaires précédentes, comme en témoignent les variations de température locale et de concentration en méthane enregistrées dans les glaces de l’Antarctique, les variations de températures de surface de l’Atlantique nord issues de l’analyse des sédiments marins, et les variations des moussons reflétées dans les stalagmites de Chine.

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Certaines des phases froides longues coïncident avec des événements de Heinrich, identifiés dans les sédiments marins de l’Atlantique nord et correspondant à des débâcles de la calotte de glace qui couvrait l’Amérique du Nord (calotte Laurentide).

F IGURE 7.20. Enregistrements et simulations d’une instabilité rapide du climat dans l’Atlantique nord, il y a 8 200 ans. Cet événement est causé par un afflux brutal d’eau douce du fait de la vidange du lac Agassiz, en Amérique du Nord-Est, formé par l’eau de fonte de la calotte laurentide. À gauche, de haut en bas : température au Groenland, température de surface de l’Atlantique nord, taille des particules des sédiments marins (indicateurs de l’intensité des courants marins de fond), et intensité de la circulation méridienne de l’océan Atlantique. Pour chaque paramètre, les traceurs issus d’archives naturelles sont confrontés aux résultats de modèles de climat (traits de couleur). Les résultats de ces modèles sont représentés sous forme de cartes de changements de température de surface et de précipitations (à droite), ainsi que le signe des changements issus d’archives naturelles (couleur des ronds : violet : plus froid ou plus sec ; gris : signe incertain ; jaune : plus chaud ou plus humide).

Enfin, le début de la période chaude actuelle, l’Holocène, est aussi marqué par l’occurrence d’épisodes de refroidissement, liés à l’injection brutale

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Chapitre 7. Variations passées du climat

d’eau douce dans l’Atlantique nord lors de la vidange de lacs pro-glaciaires. Les modèles de climat parviennent à représenter la structure et la vitesse de ce type d’instabilité, liée à une réorganisation rapide de la circulation de l’océan Atlantique (figure 7.20). 7.5 7.5.1

Le dernier millénaire Les facteurs de l’évolution du climat

Au cours du dernier millénaire, le climat a subi des évolutions pour lesquelles on dispose de documents écrits. Ces évolutions résultent de l’action de facteurs liés à l’activité humaine, mais aussi de facteurs naturels. Les facteurs liés à l’activité humaine

Plusieurs facteurs anthropiques ont agi sur l’évolution du climat du dernier millénaire. Tout d’abord, cette période est marquée par une augmentation des

F IGURE 7.21. Évolution de la composition atmosphérique à partir de mesures de l’air piégé dans des névés et carottes de glaces polaires (cercles) et de mesures directes dans l’atmosphère (trait bleu).

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concentrations en gaz à effet de serre à partir des années 1750, en relation avec un impact croissant des activités humaines sur la composition atmosphérique. Cette augmentation contraste avec des niveaux très stables de leur teneur au cours des derniers millénaires (figure 7.21). Les impacts des activités humaines comportent également des modifications de l’usage des sols : déforestation, urbanisation, activités agricoles, ainsi que des rejets de particules qui forment des aérosols) (voir chapitre 6). Les facteurs naturels

En parallèle, avec ces facteurs d’origine anthropique, des facteurs naturels ont également agi sur le climat. Tout d’abord, les changements lents de l’orbite terrestre ont un effet, détectable sur 1 000 ou 2 000 ans, sur la répartition de l’ensoleillement en fonction de la latitude et de la saison. Ce facteur ne modifie pas le forçage radiatif en

F IGURE 7.22. Analyse de la réponse de la température de l’hémisphère nord au forçage radiatif lié aux 12 éruptions volcaniques majeures depuis l’année 1400, d’abord sur une période de 10 ans (à gauche), puis sur une période de 40 ans après l’effet radiatif des éruptions (au centre). À droite, réponse aux variations du forçage radiatif lié à l’activité solaire de ces mêmes périodes, sur une échelle de 40 ans. Les figures du haut présentent le forçage radiatif de chaque événement analysé et la moyenne des événements (trait noir épais). La figure du bas montre en gris la moyenne des changements dans les reconstructions et leur enveloppe à 90 %, en rouge la moyenne des simulations et leur enveloppe à 90 %.

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Chapitre 7. Variations passées du climat

moyenne globale mais entraîne par exemple une diminution de l’ensoleillement d’été aux moyennes et hautes latitudes de l’hémisphère nord. Le deuxième facteur naturel tient à l’injection épisodique d’aérosols volcaniques dans la haute atmosphère ; ces aérosols ont un impact radiatif refroidissant pendant la durée de vie de ces particules dans la haute atmosphère, typiquement, 1-3 ans. Le rôle et l’étude de l’activité passée des volcans ont été décrits à la section 7.1.1. L’activité volcanique, relativement modeste dans la période 850-1150, augmente fortement dans les années 1150-1300, ainsi que dans les années 1450, ou dans les années 1800. Mais au-delà de l’effet radiatif ponctuel d’une éruption volcanique, la récurrence de ces éruptions peut avoir un effet décelable sur une période de plusieurs décennies (figure 7.22). Un troisième facteur est les variations de l’activité du soleil, qui modulent la quantité d’énergie solaire incidente (figure 7.23). Les variations passées de

(a)

(b)

F IGURE 7.23. Forçage radiatif, évolution et simulation de la température moyenne à la surface de l’hémisphère nord au cours de la période 850-2000. (a) Estimations des différents termes du forçage. En haut, activité volcanique : deux estimations, en rouge et noir, à partir du dépôt d’aérosols volcaniques dans les glaces du Groenland et de l’Antarctique. Au milieu, activité solaire passée : plusieurs estimations à partir de dépôts d’aérosols cosmogéniques. En bas, impact des changements de concentrations de gaz à effet de serre. (b) Enveloppe des estimations des changements de température (dégradés de gris reflétant la superposition des différentes estimations et de leurs barres d’erreur) et comparaison aux résultats de 8 modèles de climat : moyenne des simulations en trait épais ; gamme de 90 % de toutes les simulations en trait fin.

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l’activité solaire sont estimées, à l’aide de modèles de fonctionnement du Soleil, à partir des productions d’isotopes cosmogéniques (10 Be et 14 C), et en tenant compte des effets liés aux variations de champ magnétique terrestre. L’activité solaire est marquée par des cycles de 11 ans, et des périodes de minimum prononcé, dans les années 1050, 1250, 1450-1550, 1650-1700, ou au début du XIXe siècle. Les estimations les plus récentes suggèrent des variations de l’irradiance solaire de l’ordre de 0,1 % au cours des cycles de 11 ans comme entre périodes de faible et forte activité, ce qui se traduit par un forçage radiatif de l’ordre de 0,2 W/m2 (les estimations dans les années 1990 donnaient des valeurs 2,5 fois plus fortes). Au cours du dernier millénaire, il faut souligner une coïncidence entre périodes de faible activité solaire, et périodes de forte activité volcanique (figure 7.23), ce qui rend difficile la distinction du rôle respectif de chacun de ces facteurs sur l’évolution du climat.

7.5.2

Reconstruction de l’histoire du climat du dernier millénaire

L’estimation des changements de température au cours du dernier millénaire repose sur des archives climatiques à haute résolution. Citons : les sédiments de lacs présentant des couches annuelles ; les cernes annuels de croissance d’arbres qui fournissent différents paramètres tels que épaisseur, densité, composition isotopique ; les glaciers ; les coraux (figure 7.24). Ces enregistrements peuvent être datés à l’année près et ainsi permettre une estimation fine des changements de température, année par année. Ces données sont complétées par des mesures effectuées sur des archives à plus basse résolution comme les changements de pollens enfouis dans les sédiments de lacs, ou les changements de température de la mer déterminés à partir de plusieurs indicateurs dans les sédiments marins. À chaque archive et à chaque paramètre est associée une incertitude concernant sa traduction en température. Par exemple, dans les régions montagneuses ou dans l’Arctique, la croissance des arbres est étroitement liée à la durée de la saison de végétation et donc à la température. Mais on observe parfois des divergences liées à d’autres facteurs limitants, comme la disponibilité en nutriments ou en eau. Ainsi, au cours des dernières décennies, le réchauffement important ne s’est pas systématiquement traduit par une augmentation graduelle de la croissance des arbres. Ces enregistrements paléoclimatiques sont calibrés par rapport aux mesures directes de température disponibles à partir du milieu du XIXe siècle. Utilisés avec leurs incertitudes, ils servent, par des méthodes statistiques prenant en

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Chapitre 7. Variations passées du climat

F IGURE 7.24. Diverses archives naturelles présentent des structures saisonnières qui permettent de les dater avec une précision annuelle. Les précipitations et les matériaux qu’entraîne le ruissellement marquent les sédiments ou la croissance des stalagmites. La disponibilité en eau et la température modulent la croissance des arbres. Celle des coraux dépend de la température et de la salinité de l’eau, elle-même conditionnée par les précipitations saisonnières. La structure des cristaux de neige formant les glaces polaires a une variation saisonnière bien visible là où l’accumulation annuelle de neige est importante (ex. : Groenland).

compte la cohérence spatiale des températures liée à la circulation atmosphérique de grande échelle, à estimer les variations de température à l’échelle d’un continent ou d’un hémisphère. L’utilisation de méthodes bayésiennes et de résultats de simulations climatiques longues a permis des progrès considérables dans l’estimation des incertitudes sur la température. La figure 7.25 montre les différentes estimations disponibles. Malgré des différences notables sur l’amplitude des variations de température, il faut souligner une convergence des 14 reconstructions pour l’hémisphère nord couvrant les derniers 2 000 ans. Les variations de température ont été modestes (typiquement moins de 2 ◦ C) et plusieurs intervalles doux (lors de la période médiévale, entre les années 950 et 1250 environ) et frais (lors de la période dite du Petit Âge de Glace, entre 1450 et 1850) sont identifiés. 7.5.3

Que nous apprend le climat du dernier millénaire ?

L’évolution du climat résulte de la superposition de plusieurs phénomènes : d’une part la réponse du climat aux perturbations radiatives dans un contexte proche de l’actuel, d’autre part la variabilité climatique dite interne et propre aux interactions entre la circulation atmosphérique et océanique. La moyenne des simulations climatiques permet d’estimer la part des changements qui est une réponse aux forçages radiatifs. La différence entre ces simulations et les estimations permet d’évaluer la part liée à la variabilité interne. Les simulations

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(a)

(b)

(c)

F IGURE 7.25. Estimations des changements de température de surface au cours des derniers 2 000 ans : 14 reconstructions différentes pour l’hémisphère nord ; 3 pour l’hémisphère sud ; 2 pour l’ensemble du globe. Les mesures de température sont représentées en trait noir. Le trait rouge plein est déduit de profils verticaux de température dans des trous de forages tels que des mines.

climatiques sont parfois guidées par l’assimilation de données paléoclimatiques (voir encadré 7.1 sur l’assimilation) pour identifier la structure des circulations atmosphérique ou océanique. Le climat du dernier millénaire est simulé pour la période 850 à aujourd’hui en prenant en compte les forçages naturels et anthropiques décrits précédemment. Comme on le voit sur la figure 7.26, la moyenne de 8 simulations réalisées avec différents modèles de climat océan-atmosphère est en bonne cohérence avec l’enveloppe grisée des différentes estimations de température de surface de l’hémisphère nord. L’utilisation de méthodes de détection/attribution (voir chapitre 6) permet de conclure que la variabilité de la température moyenne à la surface de l’hémisphère nord ne peut pas être due uniquement à la variabilité interne du climat, et reflète donc en grande partie l’impact des changements de l’activité solaire et surtout volcanique sur le climat. Le peu de différences entre les simulations avec forçage solaire faible (0,1 % de variations d’irradiance entre périodes de faible et forte activité) et fort (0,25 %) suggère un rôle déterminant du forçage volcanique. Des tests conduits avec un forçage solaire encore plus important (0,4 %) conduisent à des résultats irréalistes. Par contraste, les estimations de la

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Chapitre 7. Variations passées du climat

F IGURE 7.26. Changements de température continentale au cours du dernier millénaire, estimations (courbes noires et enveloppes grises), simulations avec forçage solaire fort (bleu) et faible (rouge), enveloppes des simulations à 90 % (traits fins rouges et bleus), et observations météorologiques (jaune). Dans chaque région, les rectangles en haut de la figure permettent de repérer la période de 30 ans la plus chaude dans les estimations à partir de données paléoclimatiques, soit pour la période médiévale (950-1250), soit pour la période dite du Petit Âge de Glace (1450-1850).

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température moyenne de surface dans l’hémisphère nord pour la période 8501400 ont une variabilité plus grande que les simulations. Cela suggère un rôle significatif de la variabilité interne du climat, en particulier au début de l’anomalie climatique médiévale (années 950-1100), peut-être en relation avec un transport de chaleur plus important par les courants marins de l’océan Atlantique nord. Encadré 7.1. Assimilation.

L’assimilation de données consiste à utiliser conjointement les connaissances que l’on a d’un système : conditions initiales avec leurs incertitudes, représentation numérique modélisant les processus, observations de l’évolution du système, pour estimer certains paramètres des modèles ou pour avoir la meilleure estimation possible de l’état initial du système. Grâce à la puissance des ordinateurs actuels, l’assimilation est très utilisée en météorologie où l’état initial conditionne l’état de l’atmosphère à quelques heures ou quelques jours. L’assimilation permet en particulier de rectifier les calculs de prévision en cours en rapprochant les variables simulées des observations au fur et à mesure qu’elles arrivent. Elle est indispensable pour caler les simulations et obtenir des prévisions fiables à plusieurs jours. L’assimilation sert aussi à rejouer toute l’histoire des données météorologiques pour produire un état cohérent dans l’espace et le temps, des circulations atmosphérique et océanique.

Enfin, un progrès récent tient à l’estimation de changements de température à l’échelle de 7 zones continentales (figure 7.26), qui peuvent également être comparées aux simulations régionales. Dans les moyennes et hautes latitudes de l’hémisphère nord, une tendance lente au refroidissement est présente sur plusieurs millénaires et persiste jusqu’au milieu du XIXe siècle. Cette tendance est probablement liée à l’effet des changements lents de l’orbite terrestre et, pour le dernier millénaire, à une activité volcanique intense. La comparaison entre simulations et estimations montre un certain nombre de coïncidences dans l’occurrence de périodes de plusieurs décennies chaudes ou froides, suggérant un impact détectable des facteurs naturels (activité du soleil et des volcans) sur l’évolution des températures même à l’échelle régionale (en particulier pour l’Europe). La période actuelle est particulièrement chaude

Une comparaison systématique, pour chaque estimation disponible, entre la température moyenne par tranches de 30 ou 50 ans et la température des derniers 30 ou 50 ans montre avec un bon niveau de confiance statistique que la période des derniers 30 ou 50 ans est la plus chaude des derniers 800 ans, et probablement la plus chaude des derniers 1 400 ans.

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Chapitre 7. Variations passées du climat

Compte tenu du peu d’éléments disponibles pour l’hémisphère sud, il n’est pas possible de tirer de conclusions robustes pour le moment pour cet hémisphère. Les quelques estimations disponibles suggèrent aussi un réchauffement récent exceptionnel dans le contexte des derniers 800 ans au moins. La variabilité des températures est maximale en Arctique, où le réchauffement récent semble exceptionnel dans le contexte des derniers 2 000 ans. Ce résultat est cohérent avec quelques indicateurs de l’extension de glace de mer, qui indiquent que le recul de la banquise arctique estival des derniers 30 ans est exceptionnel dans le contexte des informations disponibles pour les derniers 1 450 ans. À l’inverse, la variabilité des températures reconstruites est particulièrement faible pour l’Australasie, probablement du fait de l’inertie thermique de l’océan qui atténue la variabilité de la température de l’air en surface. Les incertitudes restent majeures pour l’Antarctique, aussi bien dans l’enveloppe des estimations que dans les simulations, où l’effet des forçages naturels n’est pas détecté en l’état. Pour la période récente (industrielle), la comparaison entre simulations et estimations est biaisée autour de l’Antarctique car la plupart des simulations ne prennent pas en compte la diminution de la couche d’ozone, qui a des effets sur la circulation atmosphérique et le climat régional antarctique. En identifiant les périodes de 30 ans les plus chaudes dans la période médiévale et au cours du XXe siècle (carrés verts dans la figure 7.26), on montre l’occurrence pendant la période médiévale de périodes de plusieurs décennies qui sont, dans certaines régions, aussi chaudes que le milieu du XXe siècle, ou dans d’autres régions aussi chaudes que la fin du XXe siècle. Cependant, ces épisodes chauds régionaux ne se sont pas produits de manière synchrone dans les différentes régions, à la différence du réchauffement « global » observé depuis le milieu du XXe siècle. Les événements extrêmes

Les enregistrements paléoclimatiques peuvent également permettre de caractériser les changements de modes de variabilité ou de fréquence d’événements extrêmes. Ainsi, pendant le Petit Âge de Glace, des périodes d’activité ENSO faible par rapport au XXe siècle sont identifiées. Il n’est pas exclu qu’il y ait une augmentation de la probabilité d’occurrence d’événements El Niño 1 à 2 ans après les événements volcaniques intenses mais cet effet n’apparaît pas clairement dans les simulations et semblent dépendre de l’amplitude des éruptions. L’oscillation Nord Atlantique, qui affecte fortement le climat européen en hiver, montre une forte variabilité au cours des derniers 500 ans, et les phases positives récentes, comme dans les années 1990 ou pour l’hiver 2014, ne semblent pas exceptionnelles. En revanche, le mode annulaire austral montre une

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tendance positive nette depuis 1950, qui semble exceptionnelle dans le contexte des derniers 400 ans et qui pourrait être due à la diminution de la couche d’ozone antarctique. Les données historiques ou paléoclimatiques montrent l’occurrence, au cours des derniers 500 ans, de crues plus intenses que celles mesurées depuis 1900 en particulier en Europe centrale, Europe du nord, Ouest de la région méditerranéenne ou Asie de l’Est. De même, les estimations de sécheresses passées montrent des épisodes de sécheresses au cours du dernier millénaire avec une intensité et une durée plus longue que celles observées depuis le début du XXe siècle, dans de nombreuses régions. Il n’y a pas encore de vision d’ensemble des changements du cycle hydrologique au cours des derniers siècles ou millénaires. Des indicateurs de changements de précipitations issus de sédiments lacustres et/ou de stalagmites suggèrent des moussons plus faibles en Asie du Sud-Est et inversement plus intenses en Amérique du Sud pendant la période 1450-1850, suggérant un déplacement vers le sud de la zone de convergence intertropicale, résultant de modification du gradient de température entre hémisphère nord et hémisphère sud. Ce changement est cohérent avec l’identification de périodes de sécheresses prolongées plus fréquentes en Asie et plus rares en Amérique du Sud pendant cette même période. Les comparaisons aux simulations paléoclimatiques ne sont pas concluantes sur ce point. Il faut souligner une cohérence entre des variations de température relativement modestes au cours des deux derniers millénaires et une stabilité de la teneur atmosphérique en gaz à effet de serre. En effet, le cycle naturel du carbone est étroitement lié au climat, qui peut affecter les flux nets de CO2 ou de CH4 depuis l’océan et les surfaces continentales. Niveau de la mer

Enfin, il y a également cohérence entre ces variations climatiques modestes, et la stabilité du niveau moyen des mers déterminé au cours des derniers millénaires, avec une précision de l’ordre de 25 cm pour les variations à l’échelle d’un siècle (figure 7.27). L’augmentation d’environ 2,5 mètres du niveau moyen des mers entre 6 000 et 2 000 ans avant l’actuel reflète essentiellement la déglaciation du secteur de Marie Byrd Land de l’Antarctique de l’Ouest, probablement liée à la fin de la réorganisation due aux changements glaciaires-interglaciaires. Les méthodes mises en œuvre pour estimer finement ces variations passées de niveau des mers combinent l’étude d’indicateurs dans les zones de marais salants, l’étude de coraux dans des micro-atolls particuliers, et l’étude de vestiges

186

Chapitre 7. Variations passées du climat

F IGURE 7.27. Estimation des variations du niveau moyen des mers au cours des derniers millénaires : en haut, au cours de la période 1700-2010 ; en bas, pour les derniers 6 000 ans.

archéologiques directement liés au niveau des mers (par exemple, structures portuaires). Ces informations permettent de conclure que le rythme actuel de montée du niveau des mers est exceptionnellement élevé dans le contexte des variations centenaires au cours des derniers 2 000 ans.

Changements climatiques en cours et futurs dans la perspective de l’évolution passée du climat 7.6

Cet aperçu des connaissances portant sur l’évolution passée du climat à différentes échelles de temps permet de situer les changements en cours et futurs dans une perspective plus large que les mesures instrumentales. L’augmentation des concentrations atmosphériques en gaz à effet de serre depuis la période industrielle (1750) témoigne d’une rupture vis-à-vis des derniers millions d’années, et ces concentrations atteignent déjà des niveaux comparables à ceux estimés pour les phases chaudes du Pliocène. Les concentrations futures de

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dioxyde de carbone pourraient d’ici à 2100 atteindre celles de l’Éocène. En ce sens, l’humanité joue le rôle d’une force géologique, recréant, par la combustion des énergies fossiles, une atmosphère riche en gaz à effet de serre, comme celle qui avait conduit, à l’échelle géologique, à des climats plus chauds. Cette rupture a joué un rôle déterminant dans la recherche d’un terme permettant de caractériser l’impact des activités humaines sur l’environnement global, celui d’Anthropocène. Le réchauffement observé de 0,85 ◦ C depuis la période préindustrielle, de même que la montée de 20 cm du niveau moyen des mers, constituent déjà une rupture par rapport à un climat et un niveau des mers relativement stables au cours des derniers 2 000 ans, voire au-delà. Au cours de la période interglaciaire actuelle, comme au cours de la période interglaciaire précédente, il faut souligner que la température moyenne à la surface du globe n’a pas varié de plus de 2 ◦ C par rapport au climat préindustriel. Cependant, du fait de modifications de la répartition de l’ensoleillement suite aux variations des paramètres de l’orbite terrestre, les régions polaires ont subi pendant ces deux périodes interglaciaires des réchauffements de plusieurs degrés au-dessus du niveau préindustriel. La connaissance des climats passés, à partir du développement d’un ensemble de traceurs dans différentes archives, et l’amélioration des datations, permettent de décortiquer les mécanismes de fonctionnement du climat. Ainsi, elles ont révélé le rôle de la circulation océanique profonde dans l’occurrence d’instabilités rapides du climat glaciaire, et la vulnérabilité de cette circulation à des afflux brutaux d’eau douce. Elles ont également démontré le lien étroit entre la position de la zone de convergence intertropicale (et donc les moussons) et les gradients de température entre hémisphères. Enfin, elles démontrent la sensibilité du climat global à des perturbations radiatives, liées aux changements de concentrations en gaz à effet de serre, ou aux modifications de l’albédo terrestre liées à l’extension des calottes de glace pendant les glaciations. Les données paléoclimatiques constituent autant de bancs d’essai qui montrent la capacité des modèles numériques de climat et de calottes de glace à représenter correctement les grands changements observés, à condition que les causes de ces changements soient bien connues. Ainsi, plusieurs aspects clés de ces changements passés, comme les gradients de température entre continents et océans, ou bien la sensibilité du climat, ou enfin l’amplification polaire sont correctement simulés (figure 7.28). Il reste de nombreux défis pour mieux tirer parti de ces informations sur les climats passés, en particulier à l’échelle régionale, ou bien lors des changements les plus rapides, pour évaluer plus finement les modèles de climat, et mieux comprendre les mécanismes à l’œuvre. Les données paléoclimatiques témoignent de couplages étroits entre climat, composition atmosphérique en gaz à effet de serre, et niveau des mers. Ainsi,

188

Chapitre 7. Variations passées du climat

les phases chaudes précédentes (Pliocène, dernière période interglaciaire) témoignent de la vulnérabilité des calottes du Groenland et de l’Antarctique à un réchauffement de plusieurs degrés, persistant pendant plusieurs millénaires (figure 7.29). Les résultats de modèles de climat et de calottes polaires sont globalement cohérents avec les données issues de plusieurs périodes passées de haut niveau marin. Ce constat est très préoccupant concernant les conséquences inéluctables à long terme de différents niveaux de réchauffement. Il faut en particulier souligner un seuil concernant la réponse de la calotte du Groenland, situé entre 1 et 4 ◦ C au-dessus du climat préindustriel. L’état des connaissances concernant d’éventuels seuils ou vitesses de réponse pour la calotte antarctique reste très parcellaire, le calcul de la figure 7.29 pour l’Antarctique ne reposant que sur une seule étude. En ce sens, la cible choisie par les représentants des gouvernements pour limiter le réchauffement à 2 ◦ C au-dessus du niveau préindustriel reflète une volonté de contenir l’évolution future du climat dans la gamme des variations connues par Homo sapiens et les écosystèmes marins et terrestres au cours des deux dernières périodes interglaciaires. Le chapitre 8 fait état d’un réchauffement plus important simulé en réponse à une utilisation croissante des énergies fossiles, pouvant atteindre 5 ◦ C d’ici à 2100. Un tel changement constituerait une rupture par rapport à l’amplitude et au rythme des changements climatiques des derniers millions d’années. Il faut souligner que le réchauffement le plus rapide connu, celui de la dernière déglaciation, s’est produit avec une vitesse de l’ordre de 1 à 1,5 ◦ C par 1 000 ans au niveau global, comme on l’a observé sur la figure 7.11.

7.7

Conclusion

Les derniers 50 ans ont vu la construction de cette connaissance de l’histoire du climat, et sa compréhension, grâce à la synergie entre production de données issues d’archives naturelles, et modélisation numérique. De nombreuses questions restent néanmoins ouvertes, et forment autant de voies de recherches. Citons par exemple les causes exactes des instabilités rapides passées, ou bien les relations entre changement de climat moyen, et changement de la variabilité du climat, aux échelles de temps intra- et inter-annuelles. Un climat plus chaud semble, à l’échelle géologique, plus stable. Cependant, quelques enregistrements paléoclimatiques à haute résolution suggèrent que ce constat est à nuancer. Ainsi, la variance du climat antarctique était-elle environ 30 % plus élevée lors de la dernière période interglaciaire, localement plus chaude, qu’aujourd’hui. De même, il reste de nombreux points d’interrogation sur le rôle exact

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(a)

F IGURE 7.28a. Amplification polaire issue de la synthèse de données (cercles pleins) de la température de surface des mers Voir la légende détaillée avec la figure 7.28b.

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Chapitre 7. Variations passées du climat

(b)

F IGURE 7.28b. Amplification polaire issue de la synthèse de données (cercles pleins) de la température de surface des mers (a) et de l’air au-dessus des continents (b), ainsi que de la moyenne de plusieurs modèles de climat. Les périodes considérées sont le réchauffement d’ici à 2100 dans un scénario de fortes émissions de gaz à effet de serre (modèles seuls, scénario RCP8.5) ; le refroidissement de la dernière glaciation ; les périodes chaudes du Pliocène et de l’Éocène. Les figures de droite indiquent la moyenne des températures par bandes de latitudes, pour les simulations. Les nombres indiquent l’intensité des changements de température moyenne à la surface des océans, des continents, et en moyenne planétaire (océans et continents). Le réchauffement de l’océan Austral et de l’Antarctique est plus prononcé pour les climats passés (réponse sur plusieurs siècles) qu’à l’horizon de 2100, du fait du temps nécessaire pour la réponse du climat dans cette région.

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(a)

(b)

(c)

(d)

(e)

1.8 m °C-1

2.3 m °C-1

F IGURE 7.29. Réponse sur plusieurs milliers d’années du niveau des mers selon l’amplitude du réchauffement global (axe horizontal), pour la dilatation thermique des océans (a), la fonte des glaciers de montagne (b), la déglaciation du Groenland (c), de l’Antarctique (d) et pour le niveau des mers net (e). Sur la figure du bas, le cercle plein noir désigne la période préindustrielle (PI) et les rectangles noirs les données issues de la dernière période interglaciaire (LIG), de l’interglaciaire d’il y a 400 000 ans (noté M11), et les phases chaudes du Pliocène (Plio).

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Chapitre 7. Variations passées du climat

des variations de l’activité du Soleil et des volcans sur l’évolution du climat au cours des derniers millénaires, de l’échelle globale à l’échelle régionale. Enfin, les climats passés montrent qu’il existe une part déterministe à l’évolution du climat, liée au fonctionnement énergétique du système Terre en réponse à des perturbations radiatives, mais également une part qui est liée à des réorganisations de la circulation océanique et atmosphérique, plus difficiles à prévoir mais dont les caractéristiques peuvent être simulées. L’utilisation de simulations de climats passés et futurs, et leur combinaison avec les données paléoclimatiques démarre depuis peu. Elle pourrait permettre de mieux cerner certaines incertitudes sur l’évolution future du climat à différentes échelles de temps.

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8 Quel climat demain ? L’étude du climat et les efforts de modélisation pour le comprendre n’ont pas comme but unique d’enrichir notre connaissance. Ils fournissent des éléments essentiels pour anticiper ce que pourrait être le climat dans les années, les décennies et les siècles à venir. Le climat futur n’est pas une simple extrapolation du climat actuel. Les activités humaines, et en particulier les émissions de gaz à effet de serre, affectent l’équilibre énergétique de la planète. Les modèles de climat nous aident à en décrypter les différentes implications climatiques et environnementales. La question posée aux climatologues n’est plus de savoir si l’activité humaine réchauffe le climat, mais plutôt d’en estimer l’amplitude et les conséquences, leurs caractéristiques régionales, leurs impacts sur les événements extrêmes et les possibles risques de rupture. Ce chapitre s’appuie sur le travail de synthèse effectué par le GIEC et publié dans son 5e rapport (septembre 2013). Il aborde successivement les différentes projections, la caractérisation régionale du réchauffement associé et des grandes tendances des modifications du cycle hydrologique. Les incertitudes des projections sont abordées sous l’angle de la sensibilité climatique, c’est-à-dire de la façon dont la température varie en fonction de la perturbation radiative et des rétroactions liées à la réflectivité, la vapeur d’eau et des nuages. Afin de se munir de référence pour caractériser l’ampleur des perturbations envisagées, les résultats sont comparés aux situations climatiques passées et discutés en termes de conséquences environnementales ou sociétales.

Tester un ensemble de possibles : les trajectoires radiatives représentatives 8.1

La question qui se pose est d’estimer comment risque d’évoluer le climat en réponse à différentes perturbations externes provenant de l’activité humaine, qui affectent, à l’échelle régionale ou globale, les bilans radiatifs et donc l’énergétique du système climatique. Il ne s’agit pas de déterminer le temps qu’il fera à une date précise dans le futur, mais comment les caractéristiques de la météorologie risquent d’être modifiées pour différentes échéances temporelles. La figure 8.1 illustre ces trajectoires standardisées. Les deux scénarios médians reflètent respectivement une stabilisation à 4,5 W/m2 et 6 W/m2 audessus de la valeur actuelle à partir de 2100. Ils sont encadrés par deux scénarios plus extrêmes. Le scénario le plus bas RCP2.6 présente un maximum à 3 W/m2 et ensuite décline pour atteindre un surplus de 2,6 W/m2 en 2100. À l’opposé, le RCP8.5 représente une augmentation de 8,5 W/m2 en 2100.. En termes de perturbation radiative, les scénarios RCP4.5 et RCP6 sont très proches des scénarios SRES (de l’anglais Special Report Emission Scenarios) discutés dans les précédents rapports du GIEC. Le scénario le plus bas (RCP2.6) n’a cependant pas d’équivalent parmi les anciens scénarios. Il préfigure une évolution très sobre en émissions de gaz à effet de serre.

F IGURE 8.1. Évolution entre 1850 et 2250 du bilan radiatif de la Terre ou « forçage radiatif », en W/m2 . Les valeurs pour la période historique (1860-2006) ont été obtenues à partir d’observations. Après 2005, les traits continus représentent les « Representative Concentration Pathways » (RCP : trajectoires représentatives pour la concentration). Les scénarios SRES utilisés pour les exercices précédents du GIEC sont indiqués en traits pointillés (GIEC, 2001 et 2007).

196

Chapitre 8. Quel climat demain ?

F IGURE 8.2. Succession des traitements : les forçages en 2100 correspondant à la trajectoire représentative de concentration (RCP), sont d’abord traduits en concentrations et en émissions de gaz à effet de serre, qui sont ensuite imposés comme conditions aux limites au modèle de climat. Le moteur de l’évolution sera selon le cas les concentrations (cas général) ou les émissions. Le modèle les utilisera pour calculer les projections à la date cible.

L’amplitude de ces perturbations peut aussi être mise au regard de l’estimation du forçage radiatif estimé à 2,3 W/m2 sur les derniers 60 ans. Cette amplitude peut aussi être comparée, à la différence entre le dernier maximum glaciaire et la période préindustrielle, estimée à 5 W/m2 ; cette différence est principalement due à la baisse de l’effet de serre et à l’albédo des calottes de glace en période glaciaire. Ces comparaisons indiquent que ces scénarios représentent des perturbations non négligeables du bilan radiatif de la Terre et donc du climat. Et l’évolution actuelle est sur la trajectoire du RCP8.5. 8.2

Les projections climatiques

Les projections climatiques sont réalisées à la suite des simulations historiques décrites dans les chapitres 4 et 6. Les modèles de climat ne sont pas directement forcés par les RCP en W/m2 , qui ne permettraient pas la prise en compte de toutes les interactions en jeu. Il est nécessaire de prendre en compte l’évolution de chacune des composantes du forçage : les concentrations en gaz à effet de serre, les émissions d’aérosols, les distributions d’ozone troposphérique et stratosphérique, les cartes d’évolution de l’utilisation des sols faisant apparaître les modifications liées à l’agriculture et à la déforestation. Ces évolutions ont été

LE CLIMAT

197

estimées à partir de différents modèles intégrés économie-climat. Chacune ne représente qu’une seule des multiples évolutions possibles parmi les combinaisons de gaz à effet de serre, aérosols et utilisation des terres menant au même forçage radiatif. Les modèles ayant différents niveaux de complexité, il n’est pas possible d’adopter exactement la même façon d’implémenter les différents forçages dans les différents modèles ; certains négligent des perturbations ayant un faible impact global, comme l’usage des sols. Il existe ainsi une source d’incertitude sur les forçages effectivement introduits dans les modèles, incertitude liée à la façon dont les modèles sont construits (voir plus loin dans ce chapitre). Comme pour les simulations du climat historique, les simulations sont réalisées sous forme d’ensembles (voir chapitre 4), pour tenir compte de l’incertitude des conditions initiales et du bruit inhérent à la nature chaotique de l’atmosphère. Des simulations complémentaires permettent aussi de tracer les trajectoires climatiques en ne tenant compte que de l’un des forçages à des fins d’analyse. 8.2.1

L’évolution de la température

La figure 8.3 illustre l’évolution de la température globale à partir de l’ensemble de simulations du projet CMIP5.

F IGURE 8.3. Évolution de la température globale de l’air à 2 m au-dessus de la surface pour la période historique 1850-2005 et, au-delà, pour les différents RCPs. La température de référence (le zéro des changements) est la moyenne sur la période 1986-2005). Les enveloppes sont estimées à partir des réalisations des différents modèles du projet international CMIP5. Le nombre de modèles considérés pour chaque expérience est indiqué par les chiffres de la même couleur que les courbes. Les modèles n’ont pas tous effectué toutes les simulations au-delà de 2100, d’où des discontinuités dans l’estimation des barres d’erreur.

On retrouve les grandes tendances connues depuis les premières projections réalisées dans les années 1990. L’augmentation de la température globale de 198

Chapitre 8. Quel climat demain ?

la Terre est d’autant plus élevée que la perturbation radiative est importante. Tous les scénarios, sauf le RCP2.6, impriment un réchauffement supérieur à 2 ◦ C par rapport à la période 1850-1900. Un réchauffement supérieur à 4 ◦ C en 2100 est simulé pour le RCP8.5. La vitesse du réchauffement est très supérieure à ce que la Terre a connu dans le passé (voir chapitre 7). Le dernier grand réchauffement de l’ordre de 5 ◦ C a eu lieu lors de la dernière déglaciation sur une période d’environ 10 000 ans. Un réchauffement d’une telle amplitude pourrait se produire au cours de ce siècle pour le scénario 8.5. Seul le RCP2.6 permettrait une stabilisation du réchauffement en dessous de 2 ◦ C. Plus la perturbation radiative est forte, plus l’inertie du système est importante. Elle se traduit par une augmentation additionnelle de température pendant la période de stabilisation après 2100 supérieure à 0,3 ◦ C/10 ans pour le RCP8.5. L’élargissement de l’enveloppe présentant la dispersion des résultats des différents modèles en fonction du scénario traduit les différences de nombre de simulations entrant dans les estimations statistiques, mais également les différences de sensibilité climatique entre les modèles. La sensibilité climatique mesure l’intensité du réchauffement pour un doublement de CO2 . Elle est estimée à partir de simulations où seule la concentration de CO2 varie de 1 %/an jusqu’au doublement en 70 ans. Les valeurs vont de 2 à 4,5 ◦ C selon les modèles de l’exercice CMIP5. 8.2.2

La répartition géographique du réchauffement

Les grandes caractéristiques géographiques du réchauffement simulé sont de mieux en mieux comprises. En particulier, le réchauffement est plus marqué dans les régions polaires (figure 8.4). Cette amplification polaire se retrouve dans de nombreux changements climatiques. Elle est liée à la structure de l’atmosphère dans ces régions et aux rétroactions provenant de la fonte de la neige, de la banquise et de la calotte glaciaire. Ces surfaces blanches réfléchissent le rayonnement solaire et exercent un rôle d’isolant thermique entre l’atmosphère et la surface océanique ou terrestre. Leur fonte permet d’absorber plus de rayonnement solaire en surface, ce qui en renforce le réchauffement et, par effet de rétroaction positive, la fonte. Une autre caractéristique est que les continents se réchauffent environ 1,5 fois plus que l’océan. Contrairement aux idées généralement admises, ce n’est pas la différence d’inertie thermique qui est la principale responsable de cet écart, mais les différences d’évaporation entre les deux milieux. En effet, l’inertie thermique n’imprime un retard d’une surface par rapport à l’autre que pendant la période transitoire et non à l’équilibre, alors que ces différences de réchauffement continent/océan sont aussi présentes dans les simulations à l’équilibre. L’océan est un

LE CLIMAT

199

F IGURE 8.4. À gauche : modification de température de l’air à 2 m au-dessus du sol, par degré de réchauffement global ; à droite : modification des précipitations par degré de réchauffement global. Ces cartes représentent la moyenne d’ensemble des résultats des modèles CMIP5. En pointillés, les zones où tours les modèles sont en bon accord. Les champs sont obtenus en considérant les différences entre les moyennes des années 2081-2100 et 1986-2005. La normalisation par la température globale est d’abord effectuée pour chaque modèle avant d’être moyennée. Les moyennes latitudes ainsi que les régions tropicales humides voient leurs précipitations se renforcer alors que les déserts s’étendent.

réservoir d’eau que l’on peut considérer comme infini au regard de l’humidité du sol fortement variable d’une région à l’autre. Le flux de chaleur latente émise par évaporation est, pour une grande partie de l’océan, le flux de chaleur qui permet de réguler le bilan thermique de surface ; sur le continent, le flux de chaleur sensible joue un rôle plus important. Or, pour une même quantité d’énergie transmise à l’atmosphère, l’évaporation se fait à température plus faible que le transfert de chaleur sensible. Les effets très similaires d’amplification polaire et de différence de réchauffement terre/océan sont également obtenus pour d’autres climats comme le climat glaciaire (chapitre 7). Grâce aux reconstructions paléoclimatiques à partir des sédiments marins ou terrestres, il est possible d’indiquer que le ratio simulé entre le continent et l’océan est en bonne adéquation avec les reconstructions de températures obtenues de façon indépendantes à partir des enregistrements marins et terrestres, ce qui donne confiance dans les grandes caractéristiques des projections climatiques.

8.3

Couplage entre le climat et le cycle du carbone

Les interactions entre le climat et le cycle du carbone modulent les changements climatiques et font l’objet de travaux spécifiques. De nombreux modèles

200

Chapitre 8. Quel climat demain ?

du système Terre (voir chapitre 4) incorporent une modélisation du cycle du carbone. Ces modèles calculent les différents flux de carbone entre l’atmosphère, les surfaces continentales et l’océan. Dans les simulations classiques comme celles présentées dans la figure 8.2, l’évolution de la concentration des gaz à effet de serre, dont le dioxyde de carbone, est imposée au cours de la simulation. Pour le CO2 , cette concentration est obtenue à partir de modèles géochimiques qui la calculent à partir des émissions de carbone en faisant l’hypothèse que le cycle du carbone ne dépend pas du climat. Dans le cas d’une simulation couplée climat-carbone, les émissions sont directement fournies au modèle de climat, ce qui permet de tenir compte à la fois de l’effet de l’évolution de la concentration en gaz carbonique sur le climat, mais aussi de l’impact du changement de climat sur le fonctionnement du cycle du carbone. Toutes les simulations couplées climat-carbone réalisées à ce jour indiquent que le réchauffement climatique inhibe en partie le puits de carbone par les océans et les continents, et qu’il y a donc plus de gaz carbonique qui s’accumule dans l’atmosphère que ce que l’on avait anticipé jusque-là. Ainsi pour RCP8.5 qui conduit à une augmentation de température d’un peu plus de 4 ◦ C en 2100, ce couplage induit un excès d’environ 50 ppm de CO2 dans l’atmosphère en 2100 et un réchauffement supplémentaire. Ces estimations permettent de percevoir l’incertitude provenant du changement de comportement du cycle du carbone avec le réchauffement climatique. Elles montrent aussi une rétroaction positive entre le climat et le cycle du carbone qui se traduit aussi par un réchauffement plus important du climat dans ces simulations d’environ 5 ◦ C. Au-delà de la mise en évidence de cette rétroaction positive, la large gamme de résultats obtenus par les différents modèles indique qu’il y a encore de nombreuses améliorations nécessaires pour représenter correctement le cycle du carbone et son couplage avec les modèles de climat. Ces modèles couplés climat-carbone peuvent aussi être utilisés pour mieux cerner les émissions fossiles anthropiques qui peuvent conduire à une évolution du taux de CO2 atmosphérique fixé. Les émissions anthropiques compatibles ont ainsi pu être estimées à partir des projections présentées dans la figure 8.5. Pour tous les scénarios, il faut réduire les émissions pour pouvoir stabiliser les perturbations radiatives, et ce, d’autant plus fortement que les stabilisations sont importantes. Pour le RCP2.6, les émissions compatibles deviennent négatives après 2050, ce qui implique qu’il faut pouvoir enlever du carbone de l’atmosphère pour pouvoir rester dans l’épure de la perturbation radiative imposée pour ce scénario. Ces résultats permettent d’anticiper sur quelle trajectoire se placer, si l’on souhaite se maintenir en dessous des 2 ◦ C, qui font l’objet des négociations internationales.

LE CLIMAT

201

F IGURE 8.5. Estimation des émissions fossiles en milliards de tonnes (Pg) de carbone par an, compatibles avec les perturbations radiatives des différents RCP.

8.4

Incertitudes sur l’amplitude du réchauffement simulé

Les simulations réalisées avec des modèles différents permettent d’estimer l’amplitude des principes rétroactions et leurs incertitudes provenant de la façon dont elles sont représentées dans les modèles. Il est ainsi possible d’estimer que le réchauffement induit au moment du doublement de la concentration en CO2 dans l’atmosphère dans les simulations où la teneur en CO2 atmosphérique est augmentée de 1 % par an est d’environ 2 ◦ C (figure 8.6). Il peut se décomposer en différents termes. La réponse directe au CO2 est d’environ 1,2 ◦ C. Elle est renforcée pratiquement pour moitié par l’effet de serre additionnel résultant du changement de la répartition de la température et du contenu en vapeur d’eau de l’atmosphère. La fonte des surfaces englacées en diminuant la réflectivité de la surface renforce le réchauffement, surtout aux hautes latitudes et sur les continents de l’hémisphère nord, et intervient pour quelques dixièmes de degrés à l’échelle globale. Dans les périodes transitoires, une partie de la chaleur est absorbée par l’océan, ce qui amortit le réchauffement de l’atmosphère d’environ 0,4 ◦ C. Enfin, les changements de couverture nuageuse ont aussi tendance à amplifier le réchauffement d’environ 0,5 ◦ C. 8.4.1

Réponse directe au CO2

La réponse directe au CO2 est bien modélisée, ce qui explique la faible dispersion entre les modèles (figure 8.6, droite).

202

Chapitre 8. Quel climat demain ?

F IGURE 8.6. La réponse transitoire de la température (figure de gauche en jaune) se décompose en contributions des différents forçages. La dispersion des résultats de l’ensemble des simulations (figure de droite) montre que l’incertitude est faible sauf en ce qui concerne l’effet des nuages.

8.4.2

Les nuages

La source majeure de dispersion entre les modèles, sur ces projections, provient des nuages dont les modifications peuvent amplifier ou amortir le réchauffement selon que les nuages les plus affectés ont un effet radiatif privilégié dans le rayonnement solaire (réflexion) ou le rayonnement infra-rouge (effet de serre des gouttes d’eau). Il y a de fortes disparités dans la réponse des modèles. La réponse des nuages apparaît aussi comme une source majeure d’incertitudes pour la représentation de climats différents de l’actuel comme le climat glaciaire et pointe sur les processus qu’il faut améliorer de façon prioritaire dans les modèles de climat pour espérer pouvoir raffiner les projections climatiques. 8.4.3

Autres sources d’incertitudes dans les modèles

Notons aussi que le terme de forçage est légèrement différent d’un modèle à l’autre, ce qui provient des différences dans la représentation des processus radiatifs et donne une indication de la précision des modèles radiatifs implémentés dans les composantes atmosphériques des modèles de climat. Les incertitudes des autres termes ont un ordre de grandeur plus faible ou équivalent à ce terme de forçage. Ces différences dans la représentation des différentes rétroactions sont à l’origine de la gamme de sensibilités de 2 à 4,5 ◦ C répertoriée entre les modèles utilisés pour l’exercice CMIP5.

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203

Les incertitudes décrites ci-dessus donnent une idée de l’origine de la dispersion des résultats entre les modèles, mais ne tiennent pas compte de l’ensemble des sources d’incertitude. Une partie provient en effet des hypothèses faites sur les RCP. Suivant les questions posées, il faut également considérer que certains éléments du système climatique, et en particulier la représentation des écosystèmes, de l’hydrologie continentale ou les différentes interactions climat-cycle ne sont pas représentés ou le sont de façon extrêmement simplifiée dans certains modèles. 8.5

Incertitudes et horizon temporel

La façon de considérer l’incertitude dépend également de l’horizon temporel que l’on se fixe, et de la question abordée.

F IGURE 8.7. Parts de la dispersion des résultats des projections climatiques attribuables à la variabilité interne du système climatique (orange), aux différences de construction des modèles de climat (bleu), aux scénarios considérés (vert). Ces incertitudes concernent les moyennes successives de 10 ans. La variabilité interne considérée est une variabilité décennale. Au bout de quelques décennies, la variété des scénarios est responsable de la plus grande part de la dispersion, plus rapidement à l’échelle globale qu’à l’échelle d’un continent.

La figure 8.7 montre un exemple d’évolution de l’incertitude au cours des simulations lorsque l’on considère des moyennes de 10 ans. À l’échelle globale, elle indique que l’incertitude liée à la variabilité interne du système climatique est prépondérante sur une période inférieure à 20 ans pour devenir négligeable au regard de la dispersion liée au choix du scénario socioéconomique. Les différences entre les modèles induisent une dispersion de l’ordre de 30 %

204

Chapitre 8. Quel climat demain ?

sur les résultats, avec cependant un effet dominant à l’échelle d’une quarantaine d’années. Les conclusions tirées à l’échelle globale ne sont pas automatiquement valides, si l’on considère une région et une saison. Ainsi en hiver sur l’Europe, les différences inter-modèles et la variabilité interne ont un poids plus important. De la même façon, les conclusions portées sur les températures ne sont pas entièrement transposables à d’autres variables comme les précipitations. 8.5.1

Incertitudes liées à la variabilité interne du climat

La tendance climatique liée à la perturbation anthropique se superpose et interfère avec la variabilité interne du climat. Ainsi deux simulations partant d’un état initial différent peuvent à l’échelle de quelques années produire dans une région des tendances opposées, l’une montrant un réchauffement alors que l’autre produit un refroidissement. À court terme, l’évolution du climat sera donc à la fois sous l’influence des conditions initiales et de la perturbation radiative externe (figure 8.8).

F IGURE 8.8. Illustration schématique de la progression depuis un calcul d’évolution à court terme au problème des projections climatiques à long terme, forcées par les conditions aux limites. Les prévisions décennales sont à la frontière entre les deux types de calcul.

Réduire l’incertitude liée à la variabilité interne à l’échelle de 10 ans demande donc d’être capable d’initialiser le système climatique de façon à pouvoir suivre la trajectoire observée de la variabilité décennale et à pouvoir ainsi simuler les bonnes phases des différents modes de variabilité (variabilité tropicale de type ENSO, variabilité des moyennes latitudes de type NAO) au démarrage des simulations. La démarche est très similaire à celle des prévisions

LE CLIMAT

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météorologiques, pour lesquelles les trajectoires des simulations sont corrigées par assimilation des observations atmosphériques. Dans le cas de la variabilité décennale, l’enjeu est d’initialiser les réservoirs lents comme l’océan, y compris en subsurface. Les premiers résultats obtenus indiquent qu’il y a un potentiel de prévisibilité surtout pour le pourtour de l’Atlantique et de l’Afrique de quelques années. Néanmoins, dans l’état actuel, des résultats encourageants obtenus pour les températures de la mer ne garantissent pas de pouvoir représenter correctement la variabilité des précipitations continentales. Des progrès sont attendus sur ce sujet dans les prochaines années, avec l’espoir de réduire ainsi une partie de l’incertitude liée à la variabilité interne. Il faut encore rester prudent et bien considérer l’ensemble des simulations disponibles pour une utilisation des résultats de projections à court terme par les acteurs de la sphère socioéconomique. On parvient donc à ce paradoxe d’avoir davantage confiance dans l’évolution simulée à 50-100 ans – forcée par les perturbations radiatives – que dans l’évolution simulée à 10-30 ans, qui sera davantage affectée par la variabilité interne et par les forçages naturels tels que l’activité volcanique. 8.5.2

Autres sources naturelles d’incertitudes

L’analyse des projections climatiques ne doit pas faire oublier que d’autres facteurs viendront certainement interférer avec les facteurs anthropiques. En particulier, une recrudescence d’éruptions volcaniques pourrait avoir un effet d’amortissement sur quelques années du réchauffement global. Ces éruptions ne sont pas prévisibles. Certaines simulations tâchent d’en tenir compte en imposant des éruptions volcaniques de façon aléatoire. Bien que cette solution permette d’affiner l’évolution de température à long terme, elle ne permet pas de définir la véritable trajectoire climatique dans le futur. L’activité du soleil est un autre élément entrant en jeu. Les variations associées au cycle de 11 ans sont prises en compte dans la plupart des modèles, mais sans tenir compte de l’ensemble des modulations pouvant intervenir dans ce cycle. Ces effets sont faibles au regard des autres forçages, mais peuvent contribuer à amplifier, à l’échelle régionale, des caractéristiques de la variabilité. L’évolution de certains aspects de la variabilité climatique, comme le phénomène El Niño, soulève également de nombreuses interrogations. Bien que ces phénomènes soient de mieux en mieux reproduits pour la période actuelle par les modèles de climat, il y a peu de consensus sur la façon dont ils peuvent changer sous l’impact de l’activité humaine. Pour progresser sur ce point, différents travaux s’attachent à mieux comprendre les liens entre l’état moyen et la variabilité, et s’interrogent sur l’aspect chaotique de ces événements, qui en complique la prévision.

206

Chapitre 8. Quel climat demain ?

8.6

Cycle hydrologique et extrêmes de précipitation

L’évolution des précipitations à grande échelle, bien que plus incertaine que celle des températures, est également de mieux en mieux comprise. Le réchauffement climatique s’accompagne d’une augmentation de l’humidité atmosphérique et des précipitations à l’échelle globale. L’augmentation de l’humidité suit la loi de Clausius Clapeyron. Autour des températures actuelles, l’humidité augmente d’environ 7 % par degré de température globale, cette température étant caractéristique des basses couches de l’atmosphère où l’humidité est maximale. Les précipitations en revanche varient avec un taux inférieur, estimé à environ 1 à 3 % par degré de température globale. La raison est que les précipitations participent de l’équilibre énergétique de la planète. Elles équilibrent avec la chaleur sensible le refroidissement radiatif de l’atmosphère, via le relâchement de chaleur latente lors de la condensation. Ces relations expliquent que les taux de précipitation varient plus fortement entre les scénarios suivant l’évolution des bilans énergétiques. Bien qu’il y ait une augmentation de précipitation simulée à l’échelle globale, la distribution géographique des changements de précipitation est assez contrastée (voir la figure 8.4). Les moyennes latitudes sont en général plus humides. Les régions tropicales humides voient leur humidité renforcée alors que les précipitations devraient diminuer dans les zones semi-arides et dans les régions de climat méditerranéen. Les résultats indiquent également un déplacement vers les pôles des zones de passages dépressionnaires. Il est intéressant de noter que ce renforcement du cycle hydrologique est associé avec un ralentissement de la circulation et en particulier des grandes cellules de Hadley Walker (voir la légende de la figure 3.7 sur El Niño) dans les tropiques. Un plus fort transport de vapeur d’eau entre les tropiques et les pôles est cependant simulé du fait de l’augmentation de la concentration de vapeur d’eau dans l’atmosphère. L’accroissement des fortes précipitations dans de nombreuses régions continentales est aussi une conséquence du réchauffement climatique (figure 8.9). Les précipitations intenses s’accroissent en fonction du contenu en vapeur d’eau disponible dans l’atmosphère ou près de la surface. L’augmentation de vapeur d’eau dans l’atmosphère s’accompagne de taux de précipitations plus élevés dans les systèmes précipitants et une augmentation des forts taux de précipitations, plus rapide que celle de la moyenne des précipitations mais aussi de la durée des périodes sans pluie, d’où un double risque de sécheresses et d’inondations.

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207

F IGURE 8.9. Changement simulé du maximum annuel du cumul de 5 jours de précipitations sur la période 2081-2100 (en pourcent par rapport à la période de référence 1981-2000) pour le RCP8.5. La figure présente la moyenne d’ensemble des résultats des simulations CMIP5.

La fonte de la calotte glaciaire et la circulation thermohaline de l’océan 8.7

Le devenir de la calotte glaciaire et les conséquences de sa fonte sur la circulation de l’océan et sur le climat sont une source d’incertitudes majeure. Les observations récentes indiquent que le niveau marin augmente actuellement d’environ 3,2 mm/an. La fourchette obtenue pour les différents RCP est comprise entre 0,26 et 0,98 m d’augmentation du niveau marin en 2100 (figure 8.10). La dynamique des calottes glaciaires n’est actuellement pas traitée de façon interactive dans les modèles utilisés pour les projections climatiques. Elles ne permettent que d’estimer la partie de l’évolution du niveau marin correspondant à l’expansion thermique des océans. Des modèles spécifiques de complexité variables sont utilisés pour estimer la contribution des glaces continentales à travers leur bilan de masse de surface et leur écoulement. Actuellement, la montée du niveau marin est due pour 1/3 à l’expansion thermique, 1/3 à la fonte des glaciers et 1/3 à l’écoulement des calottes polaires. Actuellement, le Groenland perd plusieurs centaines de milliards de tonnes de glace par an, et représente la masse de glace qui contribue le plus à la montée du niveau des mers. La fonte du Groenland pèse aussi sur les incertitudes des projections du niveau marin, sachant que cette calotte représente l’équivalent de 7 m de niveau des mers en cas de fonte totale. D’ici à 2100, la contribution attendue du Groenland à la montée du niveau des mers est faible : environ 10 cm. Dans le cas d’un réchauffement important, cette contribution devrait s’amplifier et se poursuivre pendant les siècles suivants, correspondant à une

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Chapitre 8. Quel climat demain ?

F IGURE 8.10. Quel que soit le scénario envisagé, la montée du niveau de la mer est inéluctable. Son importance et sa rapidité sont conditionnées par les quantités de gaz à effet de serre qui seront accumulées dans l’atmosphère. Et cette montée se poursuivra pendant des siécles.

déglaciation « irréversible » d’une partie de cette calotte. L’évolution à venir de l’Antarctique est encore plus incertaine, certains secteurs pouvant se déstabiliser complètement. L’incertitude sur le devenir des calottes polaires pèse également sur les incertitudes des projections climatiques via les modifications induites par les flux d’eau douce sur la formation d’eau profonde et de là sur les transports de chaleur et d’eau par l’océan. Tous les modèles indiquent une réduction de la circulation méridienne de l’océan Atlantique comprise entre 20 % et 45 % selon les modèles ou les scénarios. Pour ces simulations, cette réduction est pilotée par le réchauffement qui stratifie l’océan de surface et inhibe en partie la formation d’eau profonde. Les changements de salinité, provenant dans ce cas de changements de circulation océanique et des modifications du bilan précipitation moins évaporation en surface, sont responsables d’une bonne part de la dispersion des résultats entre les modèles. Et comme la dynamique de la calotte n’est pas représentée dans les modèles de climat, ceci implique que l’apport d’eau douce à l’océan lié à la fonte de la calotte n’est pas considéré dans les simulations. Quelques simulations pionnières prenant en compte de façon idéalisée mais interactive cette fonte de la calotte en fonction du climat simulé indiquent que, bien que la calotte ait une constante de temps plus longue que le siècle, sa fonte ne doit pas être négligée (figure 8.11). Elle contribue effectivement à diminuer le transport de chaleur par l’océan entre l’équateur et les pôles en faisant intervenir de fortes rétroactions de la glace de mer. La principale conséquence est un ralentissement du réchauffement sur le pourtour de l’océan Atlantique nord et

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F IGURE 8.11. L’influence de la disparition de la calotte de glace sur le réchauffement est testée dans cet exemple de simulation où le CO2 est augmenté de 1 % par an jusqu’au doublement puis stabilisé ; à gauche, la fonte de la calotte est prise en compte alors qu’elle est ignorée à droite. Les résultats montrent bien l’importance de la prise en compte des processus lents dans l’évolution du climat.

une accélération dans les tropiques. En revanche, pour l’Europe, l’atmosphère prend le relais pour le transport de chaleur, et il y a peu d’effets en termes de température. Ces simulations, ainsi que d’autres expériences numériques où un flux d’eau douce est artificiellement injecté au modèle dans l’océan Atlantique nord, indiquent que de tels flux d’eau douce peuvent perturber le climat global et modifier la position de la zone de convergence intertropicale, et, de là, les ressources en eaux de nombreuses régions particulièrement sensibles comme le Sahel en Afrique. De nombreuses pistes de recherche voient le jour pour approfondir ces analyses. La représentation des processus liés à l’écoulement rapide de glaciers permettant de simuler des débâcles rapides sont en cours d’implémentation dans les modèles de calotte qui jusque-là avaient plutôt été utilisés pour comprendre la dynamique des cycles glaciaires interglaciaires et non pas les fluctuations de l’ordre du siècle. Le couplage interactif entre ces modèles et les modèles de climat va se généraliser.

Traduction environnementale, études de vulnérabilité et d’impacts 8.8

L’étude des extrêmes climatiques et les caractérisations régionales du climat requièrent une attention croissante. En effet, les événements extrêmes ont un fort impact sur l’environnement ou les installations. Les études d’impact intéressent le plus souvent des questions à l’échelle d’un bassin versant ou d’un

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Chapitre 8. Quel climat demain ?

paysage, ce qui demande de pouvoir transcrire à l’échelle pertinente les caractéristiques climatiques de grande échelle pour pouvoir répondre à ces questions. 8.8.1

Les événements extrêmes

Les événements extrêmes ont en général un fort impact sociétal ; une bonne connaissance de l’évolution des fortes chaleurs, des inondation s ou des tempêtes est un prérequis pour de nombreuses études d’adaptation. Les événements extrêmes sont en général peu probables et se trouvent aux extrémités de la probabilité d’occurrence des valeurs de la variable considérée (ex. : température ou taux de précipitation ou vent). La modification d’occurrence d’extrêmes peut provenir d’un déplacement de l’ensemble de la distribution vers de plus fortes valeurs, d’une modification de la largeur de distribution ou d’une combinaison des deux (figure 8.12). La théorie des valeurs extrêmes permet de caractériser plus particulièrement cette partie de la distribution.

F IGURE 8.12. Diagrammes caractérisant la distribution de probabilité d’une variable climatique. Les différentes façons dont cette distribution peut se modifier dans un changement de climat ont des conséquences variées sur la probabilité d’avoir des événements extrêmes.

LE CLIMAT

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La figure 8.13 indique une augmentation de la sévérité des maxima journaliers extrêmement chauds pour le RCP8.5. Corrélativement, la rigueur des minima les plus froids (non portés sur la figure) s’atténue sensiblement. En ce qui concerne les extrêmes de pluviosité, la réduction marquée de la période de retour pour les événements pluvieux forts suggère une occurrence plus fréquente de ces forts événements pluvieux sur la plupart des régions continentales.

F IGURE 8.13. Selon ces simulations qui se basent sur le scénario RCP8.5, l’intensité et/ou la fréquence d’événements extrêmes va changer. À gauche, la figure illustre l’augmentation de l’intensité des vagues de chaleur. À droite, elle illustre les changements de fréquence des événements de fortes pluies – dont le temps de retour est de 20 ans à la fin du XXe siècle.

8.8.2

À l’échelle régionale

Des simulations régionales à plus haute résolution apportent des informations complémentaires et permettent de représenter des phénomènes non représentés dans les simulations avec les modèles de grande échelle ; un exemple de tels phénomènes est le mistral en France. À titre d’exemple, la figure 8.14 montre l’évolution saisonnière de la pluviosité sur l’Europe obtenue à partir des résultats de 7 modèles régionaux (voir chapitre 4) pour le scénario RCP8.5. Les résultats peuvent encore être affinés à l’échelle de la France. La figure 8.15 illustre les changements de nombre de jours anormalement chauds sur la France, c’est-à-dire le nombre de jours où la température dépasse de 5 ◦ C la valeur moyenne à la même date calendaire pour les années 1970. Ces résultats ont été obtenus par différents modèles régionaux. Les différences entre les cartes permettent de se donner une idée des résultats robustes et de ceux qui dépendent des modèles utilisés, selon qu’on fait appel à un modèle régional ou à une simulation de grande échelle pour prescrire l’évolution des variables

212

Chapitre 8. Quel climat demain ?

F IGURE 8.14. Sur l’Europe, les simulations de 7 modèles, avec le scénario RCP8.5, prévoient un changement de pluviométrie contrasté selon la saison : en hiver, les conditions sont plus sèches au sud et plus humides au nord ; en été, elles sont plus sèches sur l’Ouest de l’Europe, et plus humides à l’intérieur du continent. Il est en revanche difficile de définir la limite exacte entre ces deux tendances à partir des différents modèles, ce qui se traduit par les larges bandes hachurées là où les résultats des modèles sont moins cohérents entre eux.

climatiques aux frontières du domaine. Dans tous les cas, on constate une forte augmentation du nombre de journées anormalement chaudes, particulièrement dans le Sud-Est où leur fréquence devrait être multipliée par 4 ou plus d’ici 2100. Ce type de résultat sert à alimenter de nombreuses études d’adaptation au changement climatique à venir. Mais utiliser les résultats des projections climatiques globales ou régionales pour les études d’impact du changement climatique ou pour la prise de décisions implique de prendre en compte les nombreuses sources d’incertitudes. Le tableau 8.1 les caractérise par rapport à l’état de l’art actuel. Suivant le type d’incertitude considéré, des méthodes de correction ou des approches statistiques bayésiennes multimodèles permettent de définir les cas les plus probables permettant, en aval, de mieux qualifier la vulnérabilité ou le risque lié au changement climatique. Ces approches sont en cours de déploiement dans le cadre de ce que l’on appelle les « services climatiques ». La notion de service climatique a été promue par les Nations unies lors de la conférence sur le climat de 2009. Elle a pour objectif une meilleure prise en compte des connaissances scientifiques et des résultats des projections climatiques dans les processus de planification ou de

LE CLIMAT

213

F IGURE 8.15. Nombre de jours anormalement chauds pour un scénario d’émissions similaire à RCP4.5, calculés par 2 modèles régionaux. Les conditions aux limites proviennent de modèles grande échelle différents pour les diverses simulations. La comparaison entre ces trois simulations illustre les incertitudes provenant des modèles utilisés ou des conditions de grande échelle imposées aux modèles régionaux.

décision. En pratique, les services climatiques s’appuient à la fois sur la diffusion des données, sur des méthodes et sur de l’expertise scientifique, permettant de réaliser, suivant de bonnes pratiques, des études d’impact ou d’adaptation qui servent de guide à la décision. Les prochaines années devraient voir un développement rapide de ces services.

214

Chapitre 8. Quel climat demain ?

Classe Incertitudes inhérentes

Type Compréhension du système climatique

Méthodes Aucune

Actions Aucune

Variabilité naturelle Analyse multisimulations longues séries d’observations

Distinguer les signaux liés à la variabilité de ceux dus à l’action de l’homme

Projections socioéconomiques

Analyse multiscénarios

Estimer la plage des valeurs qui dépendent de décisions socioéconomiques et de la plage temporelle

Analyse multimodèles

Estimer la plage des valeurs

Analyse des biais des modèles

Corriger les données pour réduire les biais

Analyse des performances des modèles

Subdiviser les données pour avoir le « meilleur jeu de données » et réduire les biais

Imperfections Incertitudes des des modèles modèles

Incertitudes dans les réductions d’échelles

Limitations Erreurs inhérentes des modèles aux méthodes d’analyse (grilles, interpolation temporelle, analyse des extrêmes. . . )

Comparaison des Estimer les plages différentes méthodes de valeurs (dynamiques et statiques) de réduction d’échelle Comparaison de plusieurs méthodes

Sélectionner la meilleure ou estimer les incertitudes en comparant les résultats de diverses méthodes

TABLEAU 8.1. Les décideurs cherchent à anticiper pour faire face aux risques liés au réchauffement Pour leur fournir les meilleures estimations, il faut comprendre, analyser et quantifier les incertitudes, ce qui va guider les actions nécessaires pour tirer le maximum de renseignements utiles des simulations.

8.9

Conclusion

Le climat global est en train d’évoluer, à une vitesse sans précédent dans l’histoire de la Terre, essentiellement du fait de l’accumulation de gaz à effet de serre dans l’atmosphère. Il est essentiel, pour préparer l’avenir, de cerner quelles

LE CLIMAT

215

seront les évolutions du climat, à quelles échéances, au niveau global, certes, mais aussi au niveau local, qui impacte directement les populations. Des simulations faites dans des cadres rigoureusement définis tentent de prévoir ce que pourra être cette évolution du climat en fonction des chemins que prendra l’évolution des concentrations atmosphériques des gaz à effet de serre et en fonction d’autres activités humaines, telles que les émissions d’aérosols ou la modification de l’usage des sols. De nombreuses incertitudes existent, ce chapitre les a détaillées. L’incertitude la plus grande à terme vient de ce que sera l’avenir de nos émissions et particulièrement nos émissions de CO2 (figure 8.16). Les rapports du GIEC présentent des synthèses et des évaluations régulières des connaissances sur ce sujet.

F IGURE 8.16. Évolution de la température estivale moyenne en France de 1860 à 2100. Les observations (astérisques) et les simulations des deux modèles de climat français (IPSL et Météo France) ont des caractéristiques similaires, ce qui donne confiance dans la tendance des projections. Si les émissions de gaz à effet de serre sont très limitées, la température moyenne d’été n’augmenterait plus beaucoup en France à partir de 2050, mais les étés aussi chauds que 2003 seraient néanmoins fréquents. Si, au contraire, rien n’est fait pour limiter les émissions, la température estivale de la France ne cessera de croître dans la période considérée ; à la fin du siècle, les étés les plus « frais » seront alors aussi chauds que 2003.

À l’échelle locale, celle qui nous concerne le plus directement, les incertitudes, nettement plus importantes, sont pour partie liées aux difficultés pour passer de l’échelle globale, assez bien traitée par les modèles avec les moyens informatiques actuels, à une échelle plus fine qui nécessiterait des moyens de calcul plus puissants et des modes de traitement spécifiques. En dépit de ces incertitudes, nombre de résultats sont robustes et interpellent la société.

216

Chapitre 8. Quel climat demain ?

9 Conclusion Tout au long de ce livre, nous nous sommes attachés à apporter au lecteur les connaissances les plus récentes sur la machine climatique, ses rouages, son fonctionnement, ses évolutions passées et celles qui ont de fortes chances de survenir. La machine climatique est une machine complexe, mettant en jeu toutes les composantes de l’environnement. La connaissance de l’état du climat, la mise en évidence de son évolution, nécessitent des observations aux échelles globales et régionales sur une longue période. La redondance et la variété des observations sont indispensables pour cerner la large gamme de variabilité et les nombreuses interactions entre les différents milieux. Si tous les processus élémentaires sont bien évidemment gouvernés par les lois de la mécanique des fluides et de la physique, la complexité de l’ensemble nécessite la mise en œuvre de modèles et de moyens informatiques puissants pour décrire les processus et leurs interactions, ou pour tester la réponse du climat à différentes perturbations externes. C’est ainsi que l’on peut comprendre les climats passés pour lesquels les résultats des simulations sont confrontés aux nombreuses traces que la nature a laissé dans l’environnement, ou son évolution pour différents horizons temporels. Le climat est un système complexe, et dont nous n’avons qu’une connaissance imparfaite. Les processus les plus banals comme l’écoulement des fluides ne peuvent être calculés que par des méthodes numériques. Les ordinateurs sont encore très loin de la puissance de calcul qui serait nécessaire pour que l’ensemble des processus soient pris en compte au niveau le plus fondamental. Tout cela est, on l’a vu, source d’incertitudes. Les grands programmes mondiaux d’intercomparaison des modèles ont permis de mieux cerner quelles sont les incertitudes et de les quantifier. Cependant, les incertitudes liées à l’imperfection de nos connaissances ou aux limitations des modèles sont supplantées à l’échelle

du prochain siècle par les incertitudes majeures sur ce que voudra ou pourra faire l’humanité de ces activités qui conditionnent le climat, au premier rang desquelles se trouvent les rejets de gaz à effet de serre. Nous avons aussi montré l’importance des actions de l’homme sur le climat global, à travers l’usage des sols, à travers les rejets de particules et de gaz à effet de serre. À l’échelle régionales, les effets dus aux activités humaines peuvent être encore plus importants (ilôts de chaleur urbaine. . . ). Ce livre donne des pistes pour aborder scientifiquement l’action de l’homme sur le climat et la façon dont elle affecte les caractéristiques climatiques ou environnementales à l’échelle globale ou régionale. Nous espérons qu’il attisera la curiosité des lecteurs et renforcera leur sens critique pour aborder les nombreuses questions sous-tendant le devenir du climat à l’aube du XXIIe siècle et dans les siècles suivants. Le climat, est un domaine complexe et les raisonnements simplistes ne tiennent pas. Un domaine d’une telle complexité ne peut être présenté de façon approfondie dans un ouvrage unique qui de plus soit accessible au profane. Les informations qui vous avez trouvées dans ce livre vous ont été présentées pour qu’elles vous aident à décrypter les affirmations que vous pourrez trouver dans la presse ou sous la plume de telle ou telle personnalité, et en démêler le vrai de l’approximatif ou du carrément erroné. Elles vous ont montré les méthodes, les outils, l’état des connaissances sur le climat, et les questions ouvertes. Le présent ouvrage est, comme l’indique le nom de la collection, une introduction. Il vous a présenté une grande fresque de la machine climatique en tant que telle et face aux actions de l’homme. Il n’est pas entré, ce n’était pas son objectif, dans les détails de chaque processus, chaque modèle. Nous avons listé en fin de cet ouvrage un certain nombre de livres qui vous donneront un éclairage différent, plus détaillé, sur les aspects qu’ils couvrent. Pour aller chercher des informations plus pointues ou plus détaillées sur des sujets précis, pour trouver des réponses à vos questions, pour bénéficier d’analyses critiques des affirmations que vous pouvez lire ou entendre, nous avons sélectionné un certain nombre de sites internet dont vous trouverez également la liste à la fin de cet ouvrage.

218

Chapitre 9. Conclusion

Index absorption saturée 43 activité du Soleil 148, 179, 192 activité volcanique 139, 140, 151, 179, 180, 184, 206 aérosol 24, 32, 41, 45, 47–51, 61, 63, 79,91, 94, 97, 120, 130, 137, 138–140, 142, 145, 146, 152, 154, 178, 179, 197, 198, 216 albédo 6, 37, 45, 49, 50, 53, 54, 56, 58, 59, 62, 63, 88–90, 120, 136, 138, 159, 165, 166, 188, 197 alizés 12, 14, 15, 20, 59, 71, 72 amplification polaire 188, 199, 200 Antarctique 15–17, 22, 23, 28, 54, 56, 61, 67, 75, 113–116, 152, 155, 159, 161, 165, 168, 169, 173–175, 179, 185, 186, 189, 191, 192, 209 anthropique (action de l’homme) 79, 93, 97, 122, 125, 126, 129, 140–142, 144–146, 152, 177, 178, 182, 201, 205, 206 Anthropocène 188 archives 71, 101, 102, 148, 149, 154, 155, 158–160, 163, 172, 176, 180, 181, 188, 189 Arrhenius 38, 107, 124 banquise antarctique 113, 115 banquise arctique 113, 115, 185 bascule inter-hémisphérique 173, 174 bilan radiatif 7, 38, 45, 49, 50, 56, 62, 136, 137, 140, 143, 152, 153, 196, 197

biocarburants 138 biosphère 30, 32, 39, 56–58, 61, 63, 113 ´ ´ Bølling/Allerød 168 Callendar 124 calotte glaciaire 52, 54, 61, 104, 147, 153, 159, 168, 172, 175, 188, 197, 199, 208 carbone 14 19, 124, 158 cellule de Ferrel 14, 15 cellule de Hadley 12, 14, 15, 70 cellule polaire 14, 15 CFC 16, 17, 127, 128, 130, 132, 135 chaleur latente 9, 41, 42, 52, 200, 207 chaleur sensible 9, 10, 12, 24, 41, 42, 200, 207 changement de phase 25, 28, 88 chaos 79, 94, 95, 122, 198, 207 Charney 78 circulation atmosphérique 15, 25, 58, 67, 72, 78, 91, 113, 140, 146, 149, 152, 181, 185 circulation géostrophique 13 circulation océanique 20–22, 25, 59, 61, 90, 91, 111, 149, 153, 154, 157, 166–168, 173, 174, 188, 193, 209 profonde 166 surface 20, 25 circulation profonde 22, 25, 51, 157 circulation thermohaline 21–23, 31, 33, 51, 54, 55, 75, 167, 168, 173, 208

clathrates 55, 129 Clausius-Clapeyron 29, 128 climat global 6, 119, 122, 143, 148, 152, 164, 165, 169, 188, 210, 216, 218 climat préindustriel 97, 102, 166, 170, 188, 189 CMIP5 94, 100, 101, 142, 144, 198–200, 203, 208 complexité intermédiaire 104 composition atmosphérique 63, 79, 152, 161, 162, 171, 177, 178, 188 composition isotopique 155–157, 159, 162, 175, 180 conditions aux limites 59, 79, 93, 94–96, 104, 142, 152, 170, 197, 205, 214 conditions météorologiques 65, 68, 70, 107, 122, 127 constante solaire 79 convection 9, 11–13, 25, 28, 44, 52, 71, 72, 80, 87, 99 coordonnée sigma 86 Coriolis 6, 13, 15, 18, 20, 52, 82, 84 corps noir 37, 38, 40 couche de mélange 12, 61, 80 couche limite 12, 29 couplage 61, 65, 69, 71, 76–80, 87, 91, 92, 104, 111, 173, 188, 200, 201, 210 courants de surface 20, 24 couverture de neige 46, 73, 154, 202 couverture nuageuse 46, 73, 202 cryosphère 53, 54, 63, 113, 122 fonte 29, 55, 56, 61, 63, 90, 113–116, 145, 166, 168, 176, 192, 199, 202, 208–210 cycle de l’eau 24, 27, 28, 45, 56, 57, 128, 155, 157, 172, 173

220

cycle du carbone 30, 31, 33, 52, 57, 80, 87, 90, 97, 126, 157, 200, 201 cycles glaciaires-interglaciaires 140, 150, 154, 161, 162, 164–166, 169, 171, 174, 186, 188, 192, 200, 203, 210 cyclone 13, 15, 52 Dansgaard-Oeschger 172, 175 datation 152, 158, 168, 188 déforestation 34, 58, 126, 134, 152, 178, 197 dioxyde de carbone 24, 30–33, 35, 39, 123, 124, 126, 128, 131, 152, 159, 164, 166, 168, 169, 171, 188, 201 données paléoclimatiques 182, 183, 188, 193 doublement du CO2 38, 97, 124, 199, 202, 210 échelle régionale 51, 56, 58, 67, 77, 99, 104, 105, 140, 146, 152, 166, 172, 184, 185, 188, 193, 195, 196, 206, 210, 212, 213, 217, 218 effet de serre 9, 25, 34, 36, 40, 46, 49, 50, 55, 57, 59, 61–63, 66, 79, 93–95, 97, 123, 124, 126, 143, 146, 152, 162, 164–166, 170, 171, 177, 180, 186–188, 190, 195–197, 201–203, 209, 216, 218 effet de serre additionnel 129, 133, 134, 202 effet parasol 45, 50 effet refroidissant 50, 140, 145 El Niño – La Niña 35, 71, 121, 122, 155, 206 énergie sortante 7, 119, 120 ensemble (simulations) 97, 104, 145, 198, 200, 203, 206, 208

Index

Eocène 159, 188, 191 équilibre radiatif 40, 42, 43, 66, 143 ERBE 7 éruptions volcaniques 47–49, 79, 122, 140, 142, 143, 152, 158, 178, 206 évaporation 9, 13, 21, 24, 28, 29, 41, 52, 71, 87, 89, 128, 136, 155, 157, 200, 209 évapotranspiration 57, 58, 63, 90 événement extrême 52, 105, 112, 156, 185, 195, 207, 210, 211, 215 événements de Heinrich 55, 176 expansion thermique des océans 191, 208 facteurs naturels 123, 177, 178, 184 fenêtre atmosphérique 40 flux solaire 59, 65, 66, 120, 148–150 forages 152, 154–156, 162, 164, 165, 182 forçage 43, 61, 62, 67, 95–97, 99, 120, 134, 140–146, 148, 149, 151, 163, 178–183, 185, 196–198, 203, 206 formation d’eau profonde 22, 23, 88, 209 Fourier 37, 85 fractionnement isotopique 126, 155 gaz industriels 130 gaz réactifs 132–134 GIEC 97, 195, 196, 216 glace de mer 22, 51, 53, 54, 56, 61, 79, 90, 91, 94, 113, 115, 154, 165, 185, 209 glace polaire calotte de glace 53, 54 glaciations 55, 57, 66, 107, 161, 163, 165, 168, 188 glaciers alpins 56, 61, 114 gradient thermique/adiabatique 11, 42, 43 Gulf Stream 21

LE CLIMAT

gyre 20, 25 hautes pressions 13–15, 18, 71 Holocène 57, 97, 168, 169, 170, 176 hydrosphère 30 hydrostatique 8 icebergs 29, 55, 56, 114 infrarouge 6, 7, 9, 37–39, 41, 42, 44, 46, 49, 63, 93, 109, 119, 124 instabilités 15, 154, 171–173, 175, 188, 189 Institut Pierre Simon Laplace IPSL 79, 80, 89, 92, 105, 143, 216 isotopes cosmogéniques 149, 180 Keeling 125 Kirchhoff 43 Knut Angström 124 lidar 46, 139 lithosphère 30, 58, 61, 63 LMDz 87 Lorenz 95 machine climatique 5, 6, 8, 27, 51, 60, 62, 65, 120, 137, 140, 152–154, 217, 218 Mauna Loa 125–127 Maunder 66 mesures météorologiques 108, 110 méthane 30, 34, 55, 127–135, 153, 168, 171–173, 175 Mie 48–50 Milankovitch 150 mode annulaire 17, 18, 185 modèle ajustement 93 modèle couplé 93, 96 modèle d’océan 84 modèle de surface continentale 89 modèles couplage climat-carbone 97, 201 modèles de circulation générale 82, 104, 166

221

modèles de climat 77–79, 81, 83, 86, 87, 89, 90, 98, 103, 128, 130, 142, 163, 164, 173, 176, 177, 180, 182, 188, 190, 192, 195, 197, 201, 203, 204, 206, 209, 210, 216 génération 91, 98–100 grille 85, 90, 92, 94, 105 mousson 15, 18, 19, 56, 59, 101–103, 151, 166, 168–173, 175, 186, 188 Navier Stokes 82 nébulosité 45, 120, 136, 154 niveau de la mer 8, 92, 114, 118, 162, 167, 169, 186–188, 192, 208, 209 nuages 6, 12, 13, 16, 17, 28, 37, 39, 41, 44–46, 48, 50, 51, 60–63, 67, 81, 87, 90, 97, 98, 103, 135–138, 152, 195, 203 orbite terrestre 67, 102, 151, 158, 162, 167, 170, 172, 177, 184, 188 excentricité 150, 151, 163, 164 inclinaison 5, 66, 69, 150 obliquité inclinaison 150, 162, 163, 166 précession 150, 151, 162, 163, 164, 166, 170 oscillation Nord Atlantique (NAO) 73–76, 185, 206 oxyde nitreux 128, 130, 135, 171 ozone trou d’ozone 10, 16–18, 39, 41, 67, 90, 97, 131–135, 140, 185, 186, 197 paramètres orbitaux 79, 94, 162, 168 paramétrisation 87–89, 92, 101, 144 particules de pollution 152 Paul Crutzen xvi pergélisol 53, 55, 61, 114, 129 période glaciaire 31, 166, 172, 197 période industrielle 152, 171, 187

222

période préindustrielle 140, 159, 161, 163, 188, 192, 197 perturbation radiative 140, 142, 152, 195, 196, 199, 201, 205 perturbations externes 79, 93, 142, 144, 148, 149, 196, 217 Petit Âge Glaciaire 114, 123 photosynthèse 32, 34, 51, 57, 58, 63, 125 phytoplancton 32, 51, 61, 159 Pinatubo 35, 49, 121, 122, 152 Pliocène 160, 171, 187, 190–192 Pouillet 38 pouvoir de réchauffement global 128 précipitations 19, 24, 28, 29, 48, 55, 70, 71, 75, 76, 87, 98–103, 105, 113, 128, 134, 135, 155, 156, 170, 171, 173, 175, 176, 181, 186, 200, 205–207 processus radiatif 88, 203 profil vertical de température 41 projection climatique 87, 97, 101, 104, 197, 200, 203–206, 208, 209, 213 protocole de Montréal 17, 127, 131 proxies 154, 169 puits 57, 58, 62, 79, 97, 125, 201 qualité de l’air 50, 79, 133, 138 Quaternaire 161 Rayleigh 40, 48, 49 rayonnement solaire 7, 8, 12, 44, 45, 48, 49, 53, 61–63, 90, 93–95, 108, 109, 119, 140, 149, 152, 199, 203 rayons cosmiques 67, 124, 140 RCP 97, 196, 197, 202, 204, 208 réchauffement de l’océan 118, 145 réchauffement global 51, 54, 128, 131, 132, 168, 192, 200, 206 rétroaction 27, 37, 51, 53, 54, 61, 62, 90, 97, 101, 111, 119, 128, 148, 149, 153, 154, 165, 167, 168, 195, 199, 201, 202, 204, 209

Index

Richardson 78 Roger Revelle 124 Rossby 15, 16, 59 salinité 19, 20, 22, 25, 83, 92, 94, 157, 172, 181, 209 satellite 7, 17, 37, 47, 48, 103, 108–110, 112–114 Saussure 38 scénario 196, 197, 199, 201, 204, 207, 209, 215 sédiments marins 23, 30, 157–159, 161, 163, 167, 172, 173, 175, 176, 179, 200 sensibilité climatique 61, 62, 195, 199 serre du jardinier 44 solubilité du CO2 31–33 sommet de l’atmosphère 65, 86, 93, 142, 143 source d’incertitude 46, 50, 146, 149, 152, 158, 180, 198, 201–204, 206, 208, 213–215, 217 sous-maille (phénomène) 87–89 stabilité verticale de l’atmosphère 10, 42, 49 Stefan-Boltzmann 37, 38, 41 stratosphère 10, 16–18, 39, 41, 43, 47, 48, 60, 67, 75, 129, 131, 132, 140, 152 subsidence 13 surfaces enneigées 6, 53 Tambora 48 température de surface de la mer (SST) 52, 72, 73, 75, 91, 92, 97, 157, 161–163, 165, 166, 172, 173, 176, 189, 190

LE CLIMAT

température globale 49, 69, 72, 75, 93, 112, 122, 143, 145, 198, 200, 207 temps caractéristiques 53, 59, 60, 63, 76, 89, 148 temps de résidence des gaz 48, 50, 63, 128–131 thermocline 19, 70–72 transfert radiatif 44, 135 transport atmosphérique 90, 155, 156 transport de chaleur 7, 51, 166, 168, 184, 209 tropopause 10, 14, 15 troposphère 9–11, 42, 48, 60, 67, 132 turbulent (processus) 12, 87, 88, 91, 100 Tyndall 38 upwelling 70 usage des sols 97, 126, 134–137, 141, 152, 177, 197, 198, 216 vapeur d’eau 9, 12, 13, 24, 25, 50, 58, 62, 87, 90, 129, 132, 133, 153, 155, 166, 195, 202, 207 variabilité climatique 18, 25, 34, 35, 65, 66, 68–71, 75, 76, 90, 94, 95, 97–99, 101, 111, 121, 142, 145, 146, 152, 153, 162, 175, 181, 182, 185, 192, 204–206, 215 variations climatiques passées 147 végétation 5, 9, 28, 29, 33, 34, 56, 58, 68, 79, 89, 95, 104, 116, 125, 132, 135, 136, 154, 167, 172, 173, 180 vortex polaire 16–18 zone de convergence intertropicale ZITC 12, 15, 19, 70, 155, 168, 172, 188, 210

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Des livres récents sur le climat – Incertitudes sur le climat, Katia Laval, Guy Laval, Collection Regards, Belin, 2013. – Paléoclimatologie – Enquête sur les climats anciens, Jean-Claude Duplessy, Gilles Ramstein, Collection Savoirs Actuels, EDP sciences, 2013. – Climat : le vrai et le faux, Valérie Masson-Delmotte, Collection Manifestes, Le Pommier, 2011. – Climat : une planète et des hommes, sous la direction de Michel Petit et Aline Chabreuil, Le Cherche Midi, 2011. – Climat et sociétés, Marie-Antoinette Mélières et Chloé Maréchal, CRDP de l’Académie de Grenoble, 2010. – Atmosphère, océan et climat, Robert Delmas, Serge Chauzy, Jean-Marc Verstraete, Hélène Ferre, Collection Bibliothèque scientifique, Belin, 2007. – Le climat : jeu dangereux, Jean Jouzel, Anne Debroise, Collection Quai des Sciences, Dunod, 2007. – Le climat d’hier à demain, Sylvie Joussaume, CNRS éditions, 1991 et 1999. – Les impacts du changement climatique en Aquitaine, Hervé Le Treut, Collection Dynamiques environnementales – À la croisée des sciences, Presses Universitaires de Bordeaux, 2013. – Le climat à découvert, outils et méthodes en recherche climatique, sous la direction de Catherine Jeandel et Rémy Mossery, CNRS Editions, 2011. Et un livre en anglais – A Vast Machine, Paul Edwards, MIT Press, 2010.

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Des sites internet qui parlent du climat ADEME : http ://ww2.ademe.fr/ CEA : http ://www.cea.fr/jeunes/espace-enseignants ; http ://www.cea.fr/jeunes CNRS : http ://www.cnrs.fr/et plus particulièrement, http ://www.insu.cnrs.fr/environnement/articles-de-vulgarisation DRIAS, les futurs du climat : http ://www.drias-climat.fr/ Futura sciences : http ://www.futura-sciences.com GIEC, une partie du site original IPCC, traduite en français : http ://www.ipcc.ch/home_languages_main_french.shtml GISS en anglais : http ://data.giss.nasa.gov/ ; http ://data.giss.nasa.gov/ gistemp/ (pour les températures globales, site de la NASA) Global Carbon Project, cycle du carbone ; émissions de CO2 : http ://www.globalcarbonproject.org HADCRUT4 en anglais, pour les températures globales, centre européen : http ://www.cru.uea.ac.uk/cru/data/temperature/ IPCC, le site du GIEC, en anglais : http ://www.ipcc.ch/ IPSL : http ://www.ipsl.fr/Pour-tous/ Les argonautes : www.clubdesargonautes.org LSCE : http ://www.lsce.ipsl.fr/ Météo France, le site Météo France et vous : http ://www.meteofrance.fr/ NCAR, National Center for Atmospheric Research, en anglais : http ://ncar.ucar.edu/ NOAA, National Ocean and Atmosphere Administration, en anglais : http ://www.education.noaa.gov/ NSIDC, la cryosphère, en anglais : http ://nsidc.org/ ONERC, impacts et adaptations au changement climatique : http ://www.developpement-durable.gouv.fr/-Impacts-et-adaptation-ONERC-.html ORECC Rhône-Alpes, Effets du réchauffement climatique : http ://orecc.rhonealpes.fr/fr/observatoire-des-effets-du-changement-climatique.html Realclimate, forum en anglais (sauf exceptions) sur les publications concernant le climat et en particulier sur celles niant l’effet de serre anthropique : http ://www.realclimate.org/ Skeptical Science en anglais, réponses aux climatosceptiques : https ://www.skepticalscience.com/ Le blog de Sylvestre Huet, journaliste scientifique à Libération http ://sciences.blogs.liberation.fr/

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