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Le climat de la terre

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Yves Fouquart

5. Le système climatique

Texte intégral

1Si la Terre semble bien se réchauffer rapidement depuis un siècle et demi, elle a connu dans le passé des variations climatiques autrement plus importantes. Quelles en étaient les causes ?

5.1. Notion de système

  • 1 Les Écosystèmes, coll. Que Sais-je ?

2On parle bien souvent de système nerveux, de système sanguin, de système économique, monétaire, solaire, etc. On parle surtout de systèmes en écologie (cf. les écosystèmes). Il existe une théorie qui cherche à préciser les caractéristiques des systèmes et, en premier lieu, qui en donne une définition. D’après Serge Frontier1, un système peut se définir comme « un ensemble d’éléments interagissant entre eux et éventuellement avec le milieu extérieur ». Toujours d’après Serge Frontier, la Systémique comporte trois principes :

  1. la dépendance interactive : aucun élément n’est isolable ou, si on l’isole, on le modifie et on ne peut agir sur l’un sans agir sur les autres

  2. l’existence d’une entité globale : « l’ensemble est plus que la somme des parties »

  3. le tout influence les parties

3On peut illustrer ces principes sur un exemple, le système culturel dans lequel nous baignons, identifier les éléments et leurs interactions et il est aisé de voir que les influences croisées des différentes cultures ont bien conduit à l’émergence de quelque chose de nouveau qui n’est pas la simple addition des cultures existantes ; c’est particulièrement clair pour la musique.

5.2. Le système climatique

4Le système climatique est très simple à définir : c’est l’ensemble de la planète. On y identifie aisément les sous-ensembles : l’atmosphère, l’océan, la cryosphère (la glace), la biosphère continentale et marine, la géosphère et l’homme. Entre ces éléments, il existe des relations plus ou moins fortes, des couplages. Ces relations sont réciproques ou non ; par exemple si la géosphère agit fortement sur l’atmosphère par l’intermédiaire des volcans, la réciproque n’est pas vraie : on imagine mal l’influence de l’atmosphère sur le volcanisme. Lorsque la relation est réciproque, on pourra parler d’interaction. Entre l’atmosphère et l’océan, les interactions sont fortes : transfert d’énergie de l’atmosphère vers l’océan par l’action du vent à la surface, transfert de chaleur par rayonnement électromagnétique depuis l’atmosphère vers l’océan et réciproquement, évaporation, précipitations. A priori, l’homme étant un animal comme les autres, il devrait être inclus au sein de la biosphère, si il est considéré ici en tant que sous système, c’est évidemment parce qu’il nous intéresse tout particulièrement mais c’est surtout qu’au travers de son activité, il exerce une action significative sur les autres composantes du système et donc, en retour, sur lui même.

Figure 9 : représentation schématique du système climatique.

Figure 9 : représentation schématique du système climatique.

Les seuls échanges avec l’extérieur se font par l’intermédiaire du rayonnement électromagnétique, les différents sous-systèmes sont couplés par des interactions mutuelles plus ou moins fortes et plus ou moins rapides.

5.3. Les couplages

5.3.1. Le couplage océan – atmosphère

5.3.1.1. Répartition zonale du bilan radiatif

  • 2 Le soleil est à très grande distance de la Terre, ses rayons lumineux arrivent donc tous parallèlem (...)
  • 3 La surface comprise entre deux parallèles est proportionnelle à la différence des sinus des latitud (...)

5Le bilan radiatif de la Terre a été établi au chapitre 2. On a alors considéré globalement l’énergie reçue, réfléchie ou émise par toute la planète sans chercher à préciser quelle en était la répartition géographique. Il est pourtant bien évident que le bilan radiatif ne peut être équilibré que globalement puisque les régions voisines des pôles reçoivent moins d’énergie du Soleil que les régions tropicales2. En poussant d’ailleurs le raisonnement, cela devient encore plus évident puisque, pendant la nuit polaire, aucune énergie n’est reçue du Soleil alors que, la température étant forcément supérieure au 0° K (-273° C), l’émission des régions polaires est non nulle ; le bilan est donc alors forcément négatif. Puisque le bilan des régions polaires est négatif, celui des régions tropicales doit être positif sinon, il serait impossible d’obtenir un bilan global équilibré. En fait, le bilan est positif pour la moitié de la planète la mieux exposée au rayonnement solaire et négatif pour l’autre moitié, la limite se situe donc vers 30° de latitude nord et sud3.

6Si les hautes latitudes avaient un bilan énergétique négatif, elles se refroidiraient en permanence, l’inverse serait vrai pour les régions tropicales. Si ce n’est pas le cas, c’est parce qu’elles reçoivent de l’énergie qui vient compenser le déficit de leur bilan radiatif. Cette énergie qui doit donc être transférée depuis les régions tropicales vers les pôles est non radiative. Vue de cette manière, la Terre peut être considérée comme une machine thermique avec une source chaude (les régions tropicales) et une source froide (les régions polaires). Il y a donc des échanges de chaleur entre ces deux régions.

7La chaleur peut être transférée (voir chapitre 2) par rayonnement, conduction ou convection. Les transferts pas conduction s’effectuant d’un milieu à l’autre sur de très courtes distances, il ne peut s’agir ici que de transferts par convection, c’est-à-dire, par l’intermédiaire des mouvements de l’air et de l’eau. On peut estimer assez facilement l’amplitude des ces transports : il suffit pour cela de connaître la dépendance du bilan radiatif vis à vis de la latitude. On opère d’une façon très similaire à celle qui a servi à construire un modèle simplifié du climat de la Terre au chapitre 2. Cette fois l’énergie solaire reçue dépend de la latitude F0 (φ), elle est très aisément calculable, l’albédo dépend, lui aussi, de la latitude α (φ). Les mesures effectuées grâce aux satellites depuis une trentaine d’années permettent d’estimer l’albédo et sa variabilité saisonnière. Enfin, l’énergie re-émise par la Terre et qui sort donc de l’atmosphère à la latitude φ est aussi dépendante de la latitude F (φ) et elle peut être mesurée de la même manière que l’albédo. Le bilan B (φ) est normalement déséquilibré, il s’écrit donc :

B (φ) = (1 - α (φ)) F0 (φ) - F (φ).

8Chaque terme est mesurable. On peut ensuite en déduire la quantité de chaleur qui traverse un m2 d’une surface imaginaire située à 30° de latitude : c’est très exactement ce qui a été reçu en trop entre 0 et 30°, c’est-à-dire l’intégrale entre 0 et 30° de B (φ) multipliée par la surface en cause. On trouve ainsi un flux d’énergie considérable, de l’ordre de 6 Petawatts (1 Petawatt = 1015 Watts ou un million de milliards de Watts). C’est sensiblement l’énergie de plusieurs milliers de grosses centrales nucléaires. Les conditions de température, d’humidité, le vent sont assez bien connus dans l’atmosphère grâce aux réseaux de surveillance météorologique et aux satellites, on peut donc calculer la part de cette énergie qui est transportée par l’atmosphère ; c’est sensiblement la moitié. On en déduit donc que l’océan transporte une énergie d’environ 3 Petawatts de l’équateur vers les pôles.

5.3.1.2. La circulation thermohaline ou le « tapis roulant océanique »

9Les courants marins transportent donc de la chaleur de l’équateur vers les pôles, notons tout de suite qu’il est tout à fait équivalent de transporter de l’eau froide des pôles vers l’équateur. Ce transport est tridimensionnel, il est fortement influencé par la forme des bassins océaniques et par la rotation de la Terre mais les moteurs en sont la chaleur et la salinité. La Figure 10 schématise ce transport, on lui a donné le nom de « tapis roulant »

Figure 10 : représentation schématique de la circulation générale de l’océan, les flèches les plus foncées correspondent aux eaux profondes.

Figure 10 : représentation schématique de la circulation générale de l’océan, les flèches les plus foncées correspondent aux eaux profondes.

Adapté par Maier-Reimer d’après Broecker. (communication personnelle).

  • 4 La Force de Coriolis, comme la Force Centrifuge résulte de ce que les mouvements sont mesurés par r (...)

10Puisqu’il s’agit d’une boucle, on peut commencer à la décrire n’importe où mais en tant qu’Européens, il nous est plus habituel de commencer par le Gulf Stream. Celui ci est un courant de surface qui prend naissance dans les mers chaudes du Golfe du Mexique ; il remonte vers le Nord. La quantité d’eau transportée est énorme : plus de 30 fois le total des eaux de tous les fleuves de la planète. La rotation de la planète est la cause d’une pseudo force ou force d’inertie appelée Force de Coriolis4 qui dévie tous les mouvements dans l’hémisphère Nord vers la droite ; le Gulf Stream est donc dévié vers l’Est et ses eaux chaudes viennent baigner la mer d’Irlande et plus au Nord la Mer du Nord et la Mer de Norvège. La quantité de chaleur qu’apporte le Gulf Stream à l’Atlantique Nord est considérable : environ 30 % de ce que lui apporte le Soleil. On comprend, dès lors, pourquoi, l’Europe connaît un climat fortement tempéré par l’influence océanique. Au cours de ce trajet, les eaux du Gulf Stream se sont progressivement refroidies et lorsqu’elles atteignent les hautes latitudes, elles sont très froides et gèlent.

  • 5 La glace est une forme cristallisée de l’eau, les atomes de sodium et de chlore (sel = NaCl) y trou (...)

11Le point clé de la circulation océanique est là : la glace est pauvre en sel, beaucoup plus pauvre que l’eau de mer5. Lorsque la glace se forme, le sel qu’elle ne peut pas contenir est évacué dans l’eau de mer environnante. Celle ci est donc plus riche en sel que l’eau de mer sous-jacente, elle est donc plus lourde et se trouve entraînée vers le fond. Cette chute ne s’arrête pas puisque ce volume d’eau de mer reste toujours anormalement riche en sel. On dit que l’eau froide « plonge ».

12Une fois le fond de la mer atteint, vers 2500 m de profondeur dans ces régions, l’eau qui vient de plonger doit s’évacuer puisqu’elle est poussée par l’arrivée incessante d’eau nouvelle (comme sur un tapis roulant). Elle s’écoule donc en profondeur vers le Sud. On a pu observer précisément ce mécanisme grâce aux expériences thermonucléaires des années 50. Celles ci ont enrichi l’atmosphère d’un certain nombre d’isotopes radioactifs artificiels dont en particulier le tritium. Puisqu’ils sont artificiels, l’océan n’en contenait pas initialement. Ces isotopes sont retombés au bout d’un certain temps et ont enrichi l’eau de surface des océans. Des sondages ont montré que dans les premières années, seule l’eau de surface était enrichie à l’exception de la Mer de Norvège où le tritium était présent en profondeur. Un sondage effectué 10 ans plus tard a permis de constater que les eaux riches en tritium avaient progressé vers le Sud. Disons tout de suite que cette progression est lente.

13Cette eau qui circule vers le sud est très froide, elle remonte en surface, dans des régions que l’on appelle des « upwellings », lorsque les vents chassent l’eau de la surface. Aux basses latitudes, les vents en question sont les alizés. Il existe un upwelling saisonnier très important dans le Golfe de Guinée. Ces eaux froides qui remontent des profondeurs sont aussi riches en sels nutritifs et connaissent donc une importante production biologique. Une grande partie des eaux de fond poursuit cependant son chemin vers le Sud à travers l’équateur. Elles rejoignent alors des eaux également très froides formées en Mer de Weddle et contournent l’Antarctique. La force de Coriolis déviant tous les mouvements vers la gauche dans l’Hémisphère Sud, elles laissent le continent Antarctique sur leur droite. Toujours déviées vers la gauche, elles se dirigent vers le Nord dans le Pacifique et remontent en surface de façon diffuse. Le retour a lieu en surface au travers des régions très chaudes et très arrosées du Pacifique Ouest et de l’Océan Indien puis de l’Atlantique. Dans l’Atlantique Sud, les eaux de surface qui se dirigent au Nord sont déviés vers leur gauche c’est-à-dire vers l’Ouest ce qui permet de terminer la boucle. Les courants marins de grande échelle sont très lents, on estime qu’une parcelle d’eau qui ferait la totalité du circuit mettrait environ un millier d’années pour achever la boucle.

14Si le point clé est la formation des eaux profondes par l’intermédiaire de la glace de mer, on note qu’elle n’a lieu de façon importante qu’en deux régions bien déterminées : l’Atlantique Nord et la Mer de Weddle. Le Pacifique Nord n’est pas favorable à la formation d’eaux profondes parce que l’eau de mer y est nettement moins salée que dans l’Atlantique. Ceci est dû à un déséquilibre entre évaporation qui enrichit l’océan en sel, précipitations qui l’enrichit en eau douce et apport d’eau douce par les fleuves.

5.3.2. Le cycle du carbone

15L’évolution du climat dépend de la concentration atmosphérique en CO2, celle ci est elle même fonction de la capacité de l’océan et de la végétation à absorber le CO2. Le cycle du carbone est donc un élément essentiel du système climatique.

  • 6 La lithosphère est la couche superficielle de la Terre solide, épaisse d’une centaine de kilomètres (...)

16Toute la chimie du vivant est, sur Terre du moins, basée sur celle du carbone. Le carbone est donc un élément capital pourtant il ne représente que 0,032 % de la masse de la lithosphère6 quand la silice en représente près de 20 % et l’oxygène plus de 50 %. On distingue deux formes de carbone : le carbone organique produit par les organismes vivants et le carbone inorganique. Dans le cas du carbone organique, l’atome de carbone est lié à d’autres atomes de carbone ou à des éléments comme l’hydrogène, l’azote (N), le soufre (S) ou le phosphore (P), le composé le plus simple est le méthane (CH4). Le carbone inorganique ne comporte pas de ces liaisons chimiques, les composés les plus abondants sont le CO2 et les calcaires CaCO3.

17La transformation du carbone inorganique en carbone organique s’effectue par l’intermédiaire de la photosynthèse :

CO2 + H2O + hν →CH2O + O2.

18Ici représente l’énergie lumineuse à la fréquence ν d’absorption de la chlorophylle, c’est-à-dire dans le bleu et le rouge. La transformation inverse s’effectue au travers de deux réactions :

  • la respiration qui est la réaction inverse de la photosynthèse et nécessite donc de l’oxygène

CH2O + O2 CO2 + H2O

  • et la fermentation qui s’effectue en milieu anaérobie

2 CH2O CO2 + CH4.

19On a représenté ici le carbone organique sous sa forme la plus simple d’hydrate de carbone, les molécules formées sont en réalité plus grosses et plus complexes et font intervenir les autres éléments déjà cités (N, P, S,..). Ce mécanisme produit la matière organique la plus simple, on l’appelle la production primaire. Les organismes impliqués sont des bactéries, des algues, des plantes et constituent le premier stade de la chaîne alimentaire. Ils sont ensuite consommés par d’autres organismes dont les animaux. Il est important de noter que la masse totale des organismes consommateurs ne représente guère plus de 1 % de la production primaire.

20On trouve le carbone

  • dans la biosphère marine ou continentale, sous forme organique dans les organismes vivants ou morts,

  • dans l’atmosphère sous forme inorganique essentiellement (CO2),

  • dans les sols sous forme organique,

  • dans la lithosphère sous les deux formes ; inorganique comme les carbonates des roches sédimentaires et organique dans les fossiles, incluant charbon, pétrole et gaz naturel.

  • dans l’océan sous forme de CO2 dissous et sous forme de carbonates

21Le cycle du carbone représente l’ensemble des transformations que subit cet élément au sein de la planète et lors de passages entre les différents sous-systèmes, atmosphère, océan, biosphère, géosphère. Il en est de même du Soufre, de l’Azote, etc. Ces cycles sont appelés « biogéochimiques ». Les échanges de matière entre la Terre et le milieu extérieur représentent au total une masse très faible et pratiquement négligeable sauf exceptions. La Terre est donc un milieu fermé dans lequel ces transformations laissent les éléments conservatifs ; en d’autres termes, la quantité totale de carbone (d’azote, de soufre, etc.) sur la Terre est fixée et on doit pouvoir la retrouver quelque part. sous une forme ou sous une autre.

22L’importance des différents réservoirs de carbone est résumée dans le tableau 6.

Tableau 6 : principaux réservoirs de carbone.

réservoir

carbone stocké en milliards de tonnes (GtC)

atmosphère

578 (en 1700), 766 (en 1999)

océan superficiel

1000

eaux intermédiaires et profondes

38 à 40 000

biosphère océanique

3

carbone organique dissous

700

sédiments marins superficiels

150

ensemble des sédiments carbonatés

50 à 70 000 000

pétrole, charbon, gaz naturel

4 à 5 000

végétation continentale

5 à 600

matière organique dans le sol

1 5 à 1 600

23Les plus grands réservoirs de carbone sont donc l’océan et, surtout, les sédiments. Entre tous ces réservoirs, il y a des transferts plus ou moins rapides. On parle de cycle court (de l’ordre de 100 ans ou moins) et de cycle long. Le cycle court concerne les échanges entre l’atmosphère, la biosphère et l’océan superficiel. A cette échelle de temps, l’océan profond n’est pas concerné car les constantes de temps qui lui sont associées sont de l’ordre du millier d’années (voir le paragraphe précédent sur la circulation thermohaline). Ces échanges concernent une très faible partie du carbone stocké mais leur importance est évidemment très grande.

24On estime que, depuis 1800, la production de carbone sous forme de CO2 par la combustion du charbon et du pétrole et la déforestation avoisine les 350 GtC ; cela devrait avoir conduit à des concentrations atmosphériques en CO2 de l’ordre de 450 ppmv à la fin du XXe siècle. Or, elle n’est « que » de 370 ppmv. Les réservoirs naturels (océan et biosphère continentale) ont donc réabsorbé près de la moitié des rejets anthropiques.

5.3.2.1. La composante océanique du cycle du carbone

• Diffusion à l’interface air – mer

  • 7 Elle passe de 0,5 mL/L à 0,2 mL/L quand la température passe de 0 ° C à 25° C.

25Dans l’atmosphère, le carbone existe sous forme de CO2, les échanges avec la couche superficielle de l’océan se font donc sous cette forme. Le CO2 passe d’un milieu à l’autre par simple diffusion. Le flux de CO2 est proportionnel à la différence des concentrations (ou pressions partielles) de CO2 entre l’atmosphère et l’océan. On appelle solubilité, la concentration d’un gaz dans l’eau en équilibre de saturation avec l’atmosphère. La solubilité du CO2 dans l’eau de mer conditionne donc ces échanges or elle est plus faible dans les eaux chaudes que dans les eaux froides7. Les océans des hautes latitudes présentent donc une solubilité beaucoup plus élevée que les océans tropicaux ; la conséquence est que les océans chauds sont sursaturés en CO2 par rapport à l’atmosphère alors que c’est l’inverse pour les océans froids : les océans tropicaux sont donc des sources de CO2 alors que les océans des hautes latitudes sont des puits. Au total, ces flux sont considérables et presque équilibrés : environ 102 GtC sont absorbés chaque année et 100 GtC sont rejetés principalement par les océans tropicaux, particulièrement par le Pacifique. L’océan est donc un puits net de carbone d’environ 2 GtC par an. La question est donc de savoir où vont ces 2 GtC. Elle est aussi de savoir si l’océan restera longtemps un puits de carbone. En effet, les échanges gazeux ont lieu en surface et tant que le CO2 reste au voisinage de la surface, il reste disponible et peut diffuser vers l’atmosphère. Pour que le puits soit réellement efficace, il faut donc que le CO2 soit exporté hors des eaux superficielles et quitte ainsi le cycle court. Deux possibilités se présentent donc : le transfert vers l’océan profond, auquel cas le CO2 est retiré de la circulation pour plusieurs siècles (voir section précédente), et la sédimentation qui piège le carbone pour des millions d’années. Deux mécanismes permettent cette exportation en profondeur : la circulation thermohaline et la pompe biologique.

• Transformation chimique du CO2 dans l’eau de mer

26En fait seule une faible partie du CO2 reste sous forme dissoute dans l’eau de mer. Il réagit en effet chimiquement avec l’eau pour former de l’acide carbonique (H2CO3) lui même rapidement dissocié en ions hydrogénocarbonates (ou bicarbonates : HCO3-) et carbonates (CO32-)

CO2 + H2O H2CO3 H+ + HCO3- 2H+ + CO32 -.

27En moyenne, 90 % du carbone minéral se trouve sous forme de bicarbonates, environ 1 % sous forme de CO2 dissous et le reste sous forme de carbonates.

28Puisqu’il y a conversion du carbone du CO2 en d’autres formes de carbone, la capacité de l’océan à capter un excès de CO2 atmosphérique (par exemple, anthropique) est augmentée par rapport à ce qu’elle serait s’il n’y avait qu’un simple équilibre des pressions entre atmosphère et océan. L’efficacité du processus est ainsi multipliée par près d’un facteur 10.

  • 8 Une conséquence de ce transport par la circulation thermohaline est que le CO2 émis depuis le début (...)

29Puisque la solubilité du CO2 augmente lorsque la température diminue, ce sont les eaux des hautes latitudes qui se chargent en CO2, elles plongent en profondeur lorsque la glace de mer se forme et entament leur circuit. Elles transportent ainsi le CO2 en profondeur pour remonter, essentiellement dans les régions tropicales, des centaines d’années plus tard. Sans l’activité biologique cependant, l’histoire s’arrêterait ici.8

• Biosphère marine

  • 9 Le carbone organique particulaire est constitué de détritus divers : pelotes fécales, cadavres, phy (...)

30La masse totale de carbone que représente la vie dans les océans est d’environ 3GtC. C’est un chiffre très faible mais la production primaire annuelle est, elle, de près de 50 GtC. Les deux chiffres sont très différents : la production est 17 fois plus grande que la masse totale contenue dans le réservoir. Cela signifie tout simplement que le réservoir se vide et se remplit très rapidement : la durée de vie moyenne du phytoplancton est donc d’environ trois semaines. La production primaire est le résultat de la photosynthèse, elle nécessite de l’énergie solaire et elle a donc lieu dans une couche épaisse d’une centaine de mètres dans laquelle pénètrent les rayons lumineux. Cette couche est appelée couche euphotique. Les organismes vivants respirent et, donc, produisent du CO2. D’autre part, lorsque le phytoplancton meurt, les cellules se décomposent et sont finalement recyclées, l’autre alternative pour le phytoplancton est d’être « brouté » par le zooplancton. D’une manière ou d’une autre, la plus grande partie de la matière organique ainsi produite est recyclée ou brûlée par la respiration. Une partie cependant (environ 10GtC), tombe vers l’océan profond sous forme de particules9 à des vitesses de l’ordre de la centaine de mètres par jour. La plus grande partie de ce flux est à son tour retransformée en CO2 en profondeur et sur le fond océanique lui même et seule une très faible partie (environ 0,5 GtC) est effectivement fixée dans les sédiments. On appelle pompe biologique ce processus qui permet, via l’activité biologique, le transfert du carbone des eaux de surface vers l’océan profond et les sédiments.

• Calcification

  • 10 Les organismes responsables de la plus grande partie de la biocalcification sont microscopiques : c (...)

31Certaines formes de vie ont la propriété de fixer les ions bicarbonates avec des ions calcium (Ca+ 2) pour former des carbonates de calcium (CaCO3). C’est le cas des coraux, des coquillages, de certaines algues, etc.10.

Ca2 + + 2 HCO3- CaCO3 + CO2 + H2O Ca2 + + CO32- CaCO3

  • 11 Il y a 90 % d’ions bicarbonates (HCO3-), c’est donc la première réaction qui l’emporte

32C’est ce mécanisme qui a permis de piéger le CO2 initial dans les sédiments et qui est donc responsable de la transformation radicale de l’atmosphère depuis l’origine de la vie. Il opère sur de très grandes échelles de temps. Paradoxalement au contraire, à courte échéance, il produit localement du CO211. Globalement cependant, le bilan net fait bien disparaître une molécule de CO2 puisqu’il faut 2 molécules de HCO3 pour faire une molécule de CaCO3, c’est ce qui explique son efficacité sur des échelles de temps géologiques.

33Lorsque les organismes en question meurent, leurs coquilles tombent vers les profondeurs entraînant avec elles des débris organiques. En profondeur (en dessous de quelques milliers de mètres), l’eau de mer est très corrosive et le carbonate de calcium est dissous. C’est la raison pour laquelle la sédimentation est si faible (0,5 GtC/an comparés aux près de 100 GtC/an des échanges à la surface), elle concerne surtout les régions de faible profondeur.

34En résumé, le bilan net de la photosynthèse et de la calcification est de retirer du CO2 de la surface et de l’exporter rapidement en profondeur grâce à la chute vers le fond des résidus de l’activité biologique. Le tableau 7 donne les ordres de grandeur des principaux flux de carbone ; avant que l’activité anthropique ne vienne perturber ce cycle, il était presque équilibré

Tableau 7 : flux de carbone dans l’océan.

échanges de carbone (GtC/an)

flux descendants

flux montants

interface air – mer

100 (+ 2)

100

apport par les fleuves

0,8

océan superficiel (<100 m) – océan profond
circulation océanique

90

100

pompe biologique

10

sédimentation

0,5

Les apports de carbone par les fleuves ont été assimilés à des flux descendants car dirigés vers le milieu océanique.

5.3.2.2. La composante continentale du cycle du carbone

35C’est la végétation qui est l’élément déterminant dans les échanges de carbone à l’interface sol – atmosphère. La photosynthèse par les plantes représente un flux de carbone depuis l’atmosphère d’environ 120 GtC correspondant à la production primaire brute. Les plantes respirent et rejettent donc du CO2. Le bilan de ces deux processus n’est pas équilibré sinon les végétaux ne pourraient pas croître, donc la photosynthèse l’emporte. En fait, les pertes de CO2 par la respiration ne représentent qu’environ la moitié de la quantité utilisée par la photosynthèse, soit environ 60 GtC. Après leur phase de croissance, les végétaux meurent et leur décomposition est une autre source d’émission de CO2. Le processus n’est pas forcément immédiat puisque la décomposition des plantes participe à la formation d’humus mais le sol lui même respire et est une source de CO2. Si la végétation est globalement en équilibre, elle n’accumule pas de carbone et la décomposition est donc du même ordre de grandeur que la respiration et les deux processus équilibrent globalement la production primaire.

Tableau 8 : flux de carbone au dessus des continents.

échanges de carbone (GtC/an)

flux descendants

flux montants

photosynthèse

120

respiration

60

décomposition/respiration des sols

60

5.3.2.3. La composante anthropique du cycle du carbone

36Cette composante est toute récente puisqu’elle est associée à l’activité humaine, elle correspond

  • à la déforestation qui concerne aujourd’hui essentiellement les forêts tropicales, mais la grande forêt d’Europe a disparu depuis longtemps grâce aux travaux de défrichage de nos ancêtres

  • à la reforestation qui, elle, concerne les latitudes tempérées

  • à la combustion du charbon, du pétrole et du gaz naturel

  • à la production de ciment.

Tableau 9 : émissions anthropiques de carbone et stockages pour la période 80 – 99.

Tableau 9 : émissions anthropiques de carbone et stockages pour la période 80 – 99.

source IPCC 2001.

37Les flux de carbone entre les différents réservoirs sont donc beaucoup plus importants que les émissions anthropiques ; au total, c’est près de 200 GtC qui s’échangent chaque année entre l’atmosphère, l’océan et les surfaces continentales. Le point important est que ces échanges sont équilibrés, les émissions anthropiques viennent perturber cet équilibre. On voit que le système réagit à cette contrainte nouvelle et absorbe à peu près la moitié des émissions supplémentaires ; outre le fait que l’autre moitié enrichit quand même l’atmosphère en CO2, la question qui vient à l’esprit est de savoir si l’océan et la végétation vont continuer à absorber 50 % des émissions humaines. Ne pariez pas trop là dessus, ce n’est pas sûr, loin de là ; comme on vient de le voir, la solubilité du CO2 dans l’eau de mer diminue lorsque la température de l’eau augmente, rien ne garantit donc que l’océan continue à être un puits de CO2, il pourrait très bien devenir une source pour peu que la température augmente suffisamment. Les simulations les plus récentes qui prennent en compte cet effet tendent à montrer que ce seuil est proche.

5.4. Forçages et rétroactions

38L’ensemble du système climatique est en interaction avec l’extérieur par l’intermédiaire du seul rayonnement électromagnétique. Dans ces conditions, on peut donc assimiler l’augmentation de l’effet de serre d’origine anthropique à une contrainte appliquée à l’ensemble du système.

5.4.1. Définitions

39Le bilan radiatif de la Terre est la différence entre l’énergie solaire absorbée (Q abs = F0 (1-α)/4) et l’énergie re-émise par la planète sous forme de rayonnement infrarouge que l’on notera F ↑ pour bien préciser qu’il ne s’agit pas de l’émission de la surface. On l’a vu, sur le long terme, la Terre doit être en équilibre radiatif (B = 0), mais sur des périodes assez courtes (quelques dizaines d’années par exemple), le bilan peut être déséquilibré et, suivant le signe de ce déséquilibre que l’on notera ∆B, la planète se réchauffe (∆B > 0) ou se refroidit (∆B < 0). Le déséquilibre du bilan est dû à la variation de l’une ou de deux de ses composantes

∆B = ∆Qabs - F.

40Lorsque la variation est due à une contrainte extérieure au système climatique, on l’appelle un forçage. Il se mesure en Wm-2 ; s’il est positif, il tend à réchauffer la planète, s’il est négatif, il tend à la refroidir. L’augmentation de l’effet de serre tend à isoler davantage la planète et donc à diminuer l’énergie qu’elle re-émet (∆ F < 0) dans ce cas, ∆B > 0, le forçage est positif et tend à réchauffer la planète. Une variation de l’énergie solaire absorbée peut être due à une variation de la constante solaire ou à une variation de l’albédo ou aux deux

∆Q abs = ∆F0 (1-α)/4 – F 0 ∆α/4.

41Une diminution de l’albédo tend à augmenter l’énergie solaire absorbée, ce serait donc un forçage positif à la condition qu’il s’agisse bien d’un forçage, c’est-à-dire que sa variation soit le résultat direct d’une cause extérieure au système climatique.

42L’augmentation de la concentration atmosphérique en CO2 depuis le début de l’ère industrielle correspond à un forçage radiatif positif de 1,5 Wm-2, celle du méthane à un forçage d’environ 0,5 Wm-2. Au total, en y ajoutant le protoxyde d’azote et les fréons, le forçage anthropique dû aux gaz à effet de serre est de 2,5 Wm-2. Cette valeur est à comparer à la quantité totale d’énergie solaire absorbée : Qabs = (1-α) F0/4 = 240 Wm-2. La perturbation induite par les activités humaines atteint maintenant 1 % de l’énergie naturellement déposée. Imaginez une maison de 100 m2 dans laquelle on a rajouté un radiateur de 250 Watts fonctionnant en permanence, c’est ce qui a été réalisé.

43Par opposition à un forçage, une rétroaction (un feedback) a son origine à l’intérieur du système climatique : c’est une variation du bilan radiatif (donc en Wm-2 également) provoquée par une réaction du système climatique. Cette réaction est une réponse à la variation de température induite par un forçage. La rétroaction est positive si la modification du bilan qui en résulte est du même signe que le forçage, elle est négative dans le cas contraire.

5.4.2. Exemples de rétroactions

44Considérons que le forçage initial est dû à l’accroissement de l’effet de serre qui résulte de l’augmentation de la concentration atmosphérique en CO2, CH4, etc. du fait de l’activité humaine. Tout d’abord, il s’agit bien d’un forçage sauf à considérer que toute activité humaine quelle qu’elle soit est naturelle. Le forçage est positif et tend donc à réchauffer la planète.

5.4.2.1. Rétroaction albédo

45Le réchauffement de la planète s’accompagne d’une diminution de l’étendue des surfaces enneigées ou/et de la diminution de la durée de l’enneigement. Puisque la neige a un albédo très élevé (jusqu’à 80 % pour la neige fraîche), cela revient à diminuer l’albédo moyen de la planète (∆α < 0) et donc à augmenter l’énergie solaire absorbée (∆Q abs > 0 et donc ∆B > 0). La rétroaction est donc positive et tend à amplifier le forçage initial ; en l’occurrence, on parlerait à bon escient « d’effet boule de neige ».

5.4.2.2. Rétroaction vapeur d’eau

  • 12 On appelle ainsi la pression partielle de la vapeur d’eau (c’est-à-dire la pression qu’exerceraient (...)
  • 13 L’humidité relative est le rapport de la pression partielle de vapeur d’eau sur la pression partiel (...)

46La tension de vapeur saturante12 de la vapeur d’eau augmente très rapidement avec la température. Avec le réchauffement de la planète, la température de l’air augmente et, si l’humidité relative13 ne diminue pas, l’air doit contenir davantage de vapeur d’eau. Or la vapeur d’eau est un gaz à effet de serre, c’est même le plus important de ceux que contient l’atmosphère. L’augmentation de l’effet de serre du CO2 et du méthane entraîne donc celle de l’effet de serre de la vapeur d’eau. Là encore, la variation du bilan qui en résulte est du même signe que le forçage initial et la rétroaction est donc positive. En fait, cette rétroaction est extrêmement puissante puisqu’elle serait largement supérieure au forçage original. Il y a là quand même de nombreuses inconnues : la vapeur d’eau est un gaz dont la concentration dans l’atmosphère est très variable et dépend de processus complexes et mal maîtrisés comme la convection verticale ; l’hypothèse que l’humidité relative resterait constante n’est donc pas évidente et c’est le point central de la polémique scientifique sur le changement climatique (voir chapitre 7).

5.4.2.3. La rétroaction de la dissolution du CO2 dans l’océan

47La solubilité du CO2 dans l’eau diminue lorsque la température augmente (voir paragraphe 5.3.2). C’est pour cette raison que les océans tropicaux sont, en fait, des sources de gaz carbonique alors que les océans froids sont des puits. Actuellement, le bilan est nettement en faveur de la dissolution puisque sur les quelques 7 Gigatonnes de carbone émises annuellement sous forme de CO2 par l’activité humaine, seules 2,5 à 3 Gigatonnes se retrouvent dans l’atmosphère, à peu près autant sont dissous dans les océans. Néanmoins l’augmentation de la température qui résultera de l’accroissement de l’effet de serre provoquera une diminution de la capacité de l’océan à dissoudre le CO2, la proportion des émissions qui resteront dans l’atmosphère augmentera et avec elle l’effet de serre correspondant. Il s’agit encore d’un déséquilibre qui va dans le même sens que le forçage initial et donc il s’agit encore d’une rétroaction positive.

5.4.24. La rétroaction de la végétation

48La photosynthèse consiste à fabriquer du carbone organique à partir du gaz carbonique. C’est, en définitive, le processus inverse de celui qui produit le CO2. Lorsque les plantes sont en phase de croissance, elles mobilisent donc du CO2 qu’elles retirent à l’atmosphère car la photosynthèse l’emporte alors sur la respiration. Par contre, lorsque les plantes meurent ou même les feuilles, elles rejettent du gaz carbonique. C’est pour cela qu’une forêt en équilibre, c’est-à-dire adulte et en bonne santé n’est ni un puits ni une source de CO2. L’Amazone n’est donc pas le poumon de la planète. Cependant si la forêt croît davantage et si elle mobilise davantage de CO2 sous forme de carbone organique dans les troncs ou dans les racines, alors elle piège davantage de CO2 pour un temps et fait office de puits tant que le tronc n’est pas brûlé ou n’est pas décomposé et il en est de même pour les racines. Les observations du développement de la végétation par les satellites semblent montrer que la période de végétation active s’allonge : les bourgeons pointent plus tôt et les feuilles tomberaient un peu plus tard. C’est aussi l’impression des jardiniers et des paysans mais sans que cela soit quantifié. En fait, en Angleterre, on a observé que le printemps arrivait avec une dizaine de jours d’avance par rapport à il y a une trentaine d’années. Si cela se confirme, il y a donc une rétroaction de la végétation suite au réchauffement et cette rétroaction tend à diminuer la concentration atmosphérique en CO2, elle constitue donc un des rares exemples de rétroaction négative. A cela s’ajoute une réaction plus directe mais de même sens : une atmosphère plus riche en CO2 semble favoriser la croissance des plantes, tout au moins de certaines d’entre elles.

5.4.2.5. La rétroaction du fer

49Grâce à la photosynthèse, le phytoplancton fixe d’énormes quantités de CO2. On s’est longtemps demandé pourquoi dans d’immenses régions (Pacifique Nord, Pacifique Équatorial Est, Océan Austral), le phytoplancton était relativement rare alors que les éléments nutritifs (phosphates et nitrates) y étaient abondants. On sait maintenant que la cause en est le manque de fer disponible. Des expériences réalisées dans l’Océan Austral et dans le Pacifique Équatorial l’ont amplement confirmé. On sait par ailleurs qu’une source très importante de fer dans les eaux superficielles est due au dépôt d’aérosols minéraux. Ceux ci sont emportés par l’érosion éolienne, elle même favorisée par la sécheresse qui rend les sols moins cohésifs.

50Le mécanisme de rétroaction qui semble bien avoir joué lors des différentes glaciations est donc le suivant :

  • la quantité de vapeur d’eau que peut contenir l’atmosphère augmentant avec la température, un climat plus froid correspond à un cycle de l’eau moins actif avec moins d’évaporation et moins de précipitations,

  • la sécheresse s’étend donc et avec elle, l’érosion éolienne et les dépôts de fer dans l’océan,

  • la production primaire est alors augmentée et le phytoplancton fixe davantage de CO2,

  • la concentration de CO2 dans l’océan diminue et le flux s’établit de l’atmosphère vers l’océan,

  • l’atmosphère s’appauvrit donc en CO2 et l’effet de serre diminue.

51La rétroaction est donc positive.

5.5. Le rôle climatique des nuages

52Les nuages jouent un rôle de tout premier plan dans le système climatique. En premier lieu, c’est bien grâce à eux qu’il y a des précipitations mais leur influence sur le rayonnement est considérable, ce n’est pas par hasard qu’on attache autant d’importance à leur présence dans la perception du temps qu’il fait. Ils influencent à la fois le rayonnement solaire et le rayonnement infrarouge thermique.

53Leur influence sur le rayonnement solaire est bien connue de tout le monde : la quantité de rayonnement arrivant à la surface est fortement diminuée en leur présence. En fait les nuages absorbent peu le rayonnement solaire mais ils le diffusent très efficacement et en réfléchissent ainsi vers l’espace une partie qui peut être très importante : leur réflectivité est variable mais souvent élevée et elle peut atteindre celle de la neige fraîche (environ 80 %). L’influence des nuages sur le rayonnement infrarouge est peut être un peu moins évidente à première vue mais elle est tout aussi importante. On sait bien que les nuits les plus froides sont les nuits claires, cela est dû au fait que la surface qui n’est plus chauffée par le Soleil perd de la chaleur par émission de rayonnement infrarouge thermique. Lorsque des nuages sont présents, ils font écran à cette émission et isolent donc la surface qui perd moins de chaleur. Les nuages ont donc un effet de serre qui peut être très important. En augmentant l’albédo de la planète, ils diminuent l’énergie solaire absorbée et ils ont tendance à la refroidir mais, par leur effet de serre, ils ont, au contraire, tendance à la réchauffer. Il y a donc compensation entre deux effets de grande amplitude mais cette compensation n’est pas totale.

54L’influence des nuages sur le rayonnement solaire dépend de nombreux paramètres dont certains sont propres au nuage et constituent ses caractéristiques comme son épaisseur, la quantité d’eau condensée qu’il contient, la forme et la taille des particules nuageuses et d’autres sont des paramètres d’environnement : la hauteur du Soleil, la réflectivité de la surface (ou de la couche nuageuse située au dessous). L’effet d’albédo des nuages est maximum quand la surface au dessous est peu réfléchissante, dans ce cas le contraste est maximum. C’est le cas au dessus de la mer : typiquement, la réflectivité de la mer dépasse rarement 5 à 6 % sauf dans la direction dite spéculaire c’est-à-dire celle de la réflexion sur un miroir, le contraste avec la réflectivité des nuages est donc considérable même pour des nuages modestes. D’autre part, il est bien clair que l’heure locale est un facteur très important : si les nuages n’apparaissent systématiquement qu’au coucher du Soleil pour disparaître dès les premiers rayons, un peu comme le brouillard nocturne, leur influence sur l’énergie solaire absorbée ne peut qu’être très faible.

Figure 11 : couverture de nuages bas (stratus et stratocumulus) d’après ISCCP (voir note 17).

Figure 11 : couverture de nuages bas (stratus et stratocumulus) d’après ISCCP (voir note 17).

Il s’agit de stratus observables depuis satellite, c’est-à-dire en l’absence de nuages situés au dessus. On notera les fortes concentrations au dessus des océans des latitudes moyennes et à l’est des océans dans les régions tropicales.

  • 14 A l’inverse, « vu de la surface » et non plus « vu de l’espace », ce sont les nuages bas qui ont l’ (...)

55L’effet de serre des nuages dépend de leurs caractéristiques et du contraste de température qu’ils présentent avec la surface. Ils ont une grande opacité au rayonnement infrarouge thermique et, sauf dans le cas des plus minces d’entre eux, on peut les assimiler à des corps noirs, c’est-à-dire qu’ils absorbent la totalité du rayonnement infrarouge qu’ils reçoivent et qu’ils émettent tout ce que leur température T leur permet, c’est-à-dire σT4. On peut donc raisonner avec eux de la même manière qu’on l’a fait pour la plaque de verre qui était supposée entourer la planète : le nuage absorbe tout le rayonnement émis par la surface (et par l’atmosphère en dessous) et émet à son tour σT4 et c’est le rayonnement émis par le nuage qui sort de l’atmosphère. L’effet de serre est donc d’autant plus important que le nuage est froid. Ce sont donc les nuages les plus hauts qui ont l’effet de serre maximum14.

Figure 12 : couverture de nuages hauts d’après ISSCCP (voir note 17).

Figure 12 : couverture de nuages hauts d’après ISSCCP (voir note 17).

On notera les concentrations très élevées dans les zones de convection tropicale à l’ouest du Pacifique et, au contraire, la faible concentration sur le Pacifique Est (voir El Nino, paragraphe 6.3).

  • 15 Limite entre la troposphère (partie inférieure de l’atmosphère dont l’épaisseur est déterminée par (...)

56Les nuages qui ont le maximum d’effet sur le rayonnement sont ceux qui sont les plus étendus et les plus persistants, deux types de nuages sont particulièrement importants : ce sont les stratocumulus marins et les cirrus. Les stratocumulus sont des nuages bas (leur base est typiquement vers 500 à 1000 m) et peu épais (quelques centaines de mètres) mais ils sont très étendus et couvrent en permanence près de 20 % de la surface du globe. Comme ils ne contiennent pas beaucoup d’eau, ils précipitent peu et, donc, persistent fort longtemps. Puisqu’ils sont bas, leur température est peu différente de la température de la surface et leur effet de serre reste limité, par contre leur réflectivité est typiquement de l’ordre de 40 à 50 % ou plus ce qui contraste très fortement avec la réflectivité de la mer. Ils ont donc un fort effet d’albédo. Les stratocumulus présents de façon quasi permanente au dessus des bords Est des océans en régions tropicales (dans la zone d’El Nino par exemple, au large de l’Amérique du Sud) ont donc une grande importance sur l’albédo de la planète. Les cirrus, au contraire, sont les nuages les plus élevés, on les trouve au sommet de la troposphère, au niveau de la tropopause15. Ce sont eux que l’on voit en premier avant l’arrivée d’une perturbation, souvent aussi, ils subsistent après un orage, c’est de cette manière qu’ils sont le plus souvent formés sous les tropiques où la convection profonde génère de très puissants cumulonimbus. Ils sont très étendus et couvrent, eux aussi, environ 20 % de la surface du globe. Ils sont composés de cristaux de glace et leur température peut être très basse : sous les tropiques, la convection est très développée et la tropopause dépasse 15 km. Comme la température baisse en moyenne de 6,5 ° C par km, leur température est de près de 100° C inférieure à celle de la surface ; des températures de - 60, - 70° C sont donc courantes. C’est d’ailleurs pour cette raison que les régions qui apparaissent les plus froides vues de l’espace ne sont pas situées vers les pôles comme on pourrait le penser mais, au contraire, au dessus des nuages convectifs tropicaux. Leur effet de serre est donc considérable. Par ailleurs, les cirrus sont souvent assez transparents au rayonnement solaire (on voit souvent le Soleil au travers) et leur effet d’albédo est faible.

  • 16 C’est moins vrai dans le cas des perturbations car dans ce cas, c’est toute la masse d’air qui est (...)

57De façon générale, les modèles ont beaucoup de difficultés à simuler correctement l’apparition des nuages, particulièrement ces deux types de nuages. La raison tient à ce qu’un modèle a toujours une échelle spatiale beaucoup trop grande par rapport aux phénomènes de condensation16. A priori, un nuage apparaît lorsque l’humidité relative atteint 100 %, c’est-à-dire quand il y a saturation. C’est vrai à l’échelle de la parcelle d’air, disons 1 m3 ou 100 m3 mais, dans un modèle, le volume élémentaire (la maille de calcul) fait typiquement 100 km par 100 km sur 1 km d’épaisseur (1013 m3). Il serait illusoire de penser que l’humidité est partout la même dans un tel volume, autrement dit le nuage apparaît éventuellement par ci, par là. La difficulté est donc de représenter aussi correctement que possible un phénomène, la condensation, qui apparaît à une échelle très inférieure à l’échelle des calculs.

  • 17 ISCCP (International Satellite Cloud Climatology Program) est la première initiative du Programme M (...)
  • 18 Cette valeur dépend fortement, en fait, du seuil à partir duquel on estime la présence d’un nuage.

58Par ailleurs et jusqu’à ces dernières années, on connaissait mal la quantité de nuages présents. Ce n’est que dans les années 80 qu’on a commencé à traiter de façon systématique les observations des satellites météorologiques pour en déduire la quantité et les propriétés de la couverture nuageuse globale17. On dispose ainsi d’une vingtaine d’années de climatologie, ce qui permet d’espérer percevoir d’éventuelles modifications de la couverture nuageuse. On sait ainsi que la Terre est couverte en permanence par un peu moins de 60 % de nuages18.

Figure 13 : couverture nuageuse totale d’après ISCCP (voir note 17).

Figure 13 : couverture nuageuse totale d’après ISCCP (voir note 17).

On notera la grande fréquence des nuages au dessus des océans des latitudes moyennes.

5.5.1.1. Le forçage radiatif des nuages

59Les mesures du bilan radiatif effectuées depuis satellite ont permis d’évaluer l’effet d’albédo et l’effet de serre des nuages existants. La méthode a consisté à identifier, dans une région, les zones sans nuages et à comparer leur bilan radiatif à celui de l’ensemble de la région. Si F Clair et <F> représentent respectivement les flux mesurés par ciel clair et en moyenne, régions claires et régions nuageuses incluses, pour la même zone au même moment ou à peu près, la différence ∆F = F Clair - <F> s’apparente à un forçage radiatif. C’est en effet la variation du bilan radiatif qui serait obtenue si, instantanément, tous les nuages devenaient transparents au rayonnement électromagnétique. On l’appelle le forçage radiatif des nuages. On peut l’exprimer en fonction de la couverture nuageuse de la zone N et du flux moyen des régions nuageuses F N

∆F = F Clair - <F>= F Clair – (NF N + (1−Ν) F Clair) = N (F Clair-F N).

  • 19 D’après l’expérience NASA Earth Radiation Budget et l’expérience franco-russe Scarab, voir le site (...)

60On détermine ainsi le forçage radiatif courtes longueurs d’onde ou solaire ∆Fsol des nuages et le forçage grandes longueurs d’ondes ou infrarouge thermique ∆Fir. Le premier est négatif car les nuages diminuent l’énergie absorbée, le deuxième est positif puisqu’il traduit un effet de serre. Les deux termes sont très grands, en moyenne annuelle, environ 47 Wm-2 pour ∆Fsol et + 29 Wm-2 pour ∆Fir19. Globalement donc, l’effet d’albédo l’emporte et l’effet résultant des nuages est de refroidir la planète. Si, instantanément, ils devenaient transparents, le bilan radiatif augmenterait de 18 Wm-2, une quantité déjà fort importante mais on voit qu’il s’agit du bilan de deux grandeurs encore plus importantes, c’est dire que de relativement faibles modifications de la couverture nuageuse et/ou de ses propriétés pourrait avoir un impact considérable sur le climat.

5.5.1.2. La rétroaction des nuages

61La question vient donc immédiatement : dans le cadre d’un réchauffement global dû à l’augmentation de la concentration atmosphérique en gaz à effet de serre, que deviendront la couverture nuageuse, le type et la répartition des nuages et comment, cela réagira-t-il en retour sur le bilan radiatif ? Y aura – t – il plus ou moins de nuages ? Où ? Sous les tropiques ? Aux hautes latitudes ? Leur cycle diurne sera-t-il modifié ? Y aura-t-il plus de nuages hauts ou de nuages bas ? Leurs propriétés resteront-elles constantes ? Si ce sont les nuages bas qui sont avantagés, l’effet d’albédo peut augmenter, le forçage radiatif des nuages deviendrait alors davantage négatif ce qui tendrait à refroidir la planète et la rétroaction serait négative. Au contraire, si ce sont les nuages hauts qui le sont, c’est l’effet de serre des nuages qui augmentera et la rétroaction sera positive, tendant à augmenter encore le réchauffement. C’est la question à 1 million de dollars. Elle est tout à fait essentielle car les modèles se révèlent extrêmement sensibles à la façon dont les nuages sont représentés, elle n’a pas de réponse pour l’instant. Les modèles indiquent plutôt une rétroaction positive due à une augmentation de la nébulosité haute mais les processus en cause sont subtils et mal maîtrisés. Le problème reste donc ouvert et constitue la principale cause d’incertitude quant à la réponse à court terme des modèles.

Figure 14 : forçage radiatif des nuages estimé à partir des observations spatiales du bilan radiatif.

Le forçage est négatif quand l'impact des nuages sur l'albédo l'emporte sur leur impact sur l'effet de serre. On notera les fortes valeurs négatives associées aux perturbations au dessus des océans des moyennes latitudes et, au contraire, les valeurs positives associées aux cirrus produits par l'activité convective à l'Ouest du Pacifique.

source : http://depts.washington.edu/​uwpcc/​remote_sensing/​cloud_sst.html

La diffusion de la lumièreLa diffusion est une interaction entre une onde lumineuse et la matière dans laquelle l’énergie du photon ne correspond à aucune possibilité de variation de l’état d’énergie de la matière : en d’autres termes, il n’existe pas d’états d’énergie E 2 et E 1 tels que E 2 – E 1 = hν avec l’énergie du photon. Dans ce cas, le photon n’est pas absorbé mais renvoyé dans une direction généralement différente de la direction initiale. Puisqu’il n’y a pas d’échange d’énergie, la fréquence du photon reste inchangée. Les particules en suspension dans l’atmosphère comme les gouttes d’eau ou les cristaux des nuages ou les aérosols mais aussi les molécules de l’atmosphère diffusent la lumière. La diffusion moléculaire décroît très rapidement lorsque la longueur d’onde augmente, elle est 16 fois moins forte dans le rouge (0,8 µ m) que dans le bleu (0,4 µ m) ; la lumière bleue est donc beaucoup plus fortement diffusée, c’est la raison pour laquelle le ciel apparaît bleu. Le soir quand le Soleil se couche, les rayons lumineux traversent une grande épaisseur d’atmosphère et la diffusion est alors très importante : les rayons qui atteignent nos yeux ne comportent alors pratiquement plus de lumière bleue, ni verte, plus beaucoup de jaune et le Soleil apparaît alors rouge.
La diffusion par les particules (gouttes, cristaux, aérosols) est pratiquement indépendante de la fréquence ou, c’est équivalent, de la longueur d’onde et elles diffusent donc de la même manière quelle que soit la couleur, les nuages ne sont donc pas colorés et apparaissent blancs. Mais puisque la lumière est diffusée dans toutes les directions, une partie de la lumière du Soleil est diffusée vers l’espace et est donc perdue pour la planète ; cela augmente son albédo et diminue l’énergie solaire absorbée.

Notes

1 Les Écosystèmes, coll. Que Sais-je ?

2 Le soleil est à très grande distance de la Terre, ses rayons lumineux arrivent donc tous parallèlement. Il suffit de dessiner un cercle censé représenter une sphère et de l’éclairer par un faisceau de rayons parallèles équidistants pour noter que la longueur de l’arc éclairé (la surface tangente, s’il s’agissait d’une sphère) augmente de l’équateur aux pôles et que, donc, la quantité reçue par unité de longueur (resp. de surface), au contraire, diminue.

3 La surface comprise entre deux parallèles est proportionnelle à la différence des sinus des latitudes et sin (30°) = 0,5.

4 La Force de Coriolis, comme la Force Centrifuge résulte de ce que les mouvements sont mesurés par rapport à un référentiel, lui même en mouvement, ici du fait de la rotation de la Terre. La cause est la même que celle qui nous donne l’impression que le train dans lequel nous sommes s’ébranle alors que c’est celui d’à côté qui se déplace. Tracez donc une perpendiculaire au bord de la table et faites en même temps tourner la feuille autour de son centre : la courbe tracée sur la feuille apparaîtra incurvée dans le sens opposé au sens de rotation de la feuille. Le mouvement apparaît donc dévié du fait de la rotation de la feuille.

5 La glace est une forme cristallisée de l’eau, les atomes de sodium et de chlore (sel = NaCl) y trouvent peu de place au contraire de l’eau de mer dans laquelle le sel existe sous forme dissoute.

6 La lithosphère est la couche superficielle de la Terre solide, épaisse d’une centaine de kilomètres, comprenant la croûte et une partie du manteau supérieur, c’est dans cette couche que s’effectuent les mouvements des plaques.

7 Elle passe de 0,5 mL/L à 0,2 mL/L quand la température passe de 0 ° C à 25° C.

8 Une conséquence de ce transport par la circulation thermohaline est que le CO2 émis depuis le début de l’ère industrielle et stocké dans l’océan sera rejeté dans l’atmosphère d’ici quelques siècles.

9 Le carbone organique particulaire est constitué de détritus divers : pelotes fécales, cadavres, phytoplancton mort, etc.

10 Les organismes responsables de la plus grande partie de la biocalcification sont microscopiques : ce sont les coccolithophoridés (algues), les foraminifères (protozoaires à coquille) et les ptéropodes (mollusques).

11 Il y a 90 % d’ions bicarbonates (HCO3-), c’est donc la première réaction qui l’emporte

12 On appelle ainsi la pression partielle de la vapeur d’eau (c’est-à-dire la pression qu’exerceraient les seules molécules de vapeur d’eau, elle s’exprime donc en hPa) qui correspond à la saturation. Si la pression partielle de vapeur d’eau dépasse cette limite, le surplus se condense. Sa dépendance vis à vis de la température est très importante : à 0 ° C, elle vaut 6,1 hPa, à 20° C, elle vaut 23,4 hPa.

13 L’humidité relative est le rapport de la pression partielle de vapeur d’eau sur la pression partielle de vapeur d’eau à la saturation pour la même température. Pour une humidité relative de 100 %, l’atmosphère est saturée et l’eau se condense sur toutes les parois froides.

14 A l’inverse, « vu de la surface » et non plus « vu de l’espace », ce sont les nuages bas qui ont l’effet de serre le plus important : ce sont eux qui émettent vers la surface le rayonnement le plus grand.

15 Limite entre la troposphère (partie inférieure de l’atmosphère dont l’épaisseur est déterminée par l’intensité de la convection et dans laquelle se situent les nuages) et la stratosphère.

16 C’est moins vrai dans le cas des perturbations car dans ce cas, c’est toute la masse d’air qui est soulevée et la condensation a lieu à grande échelle, les nuages associés aux perturbations sont donc assez bien simulés et donc prévus par les modèles de prévision météorologiques.

17 ISCCP (International Satellite Cloud Climatology Program) est la première initiative du Programme Mondial de Recherches sur le Climat (voir paragraphe 8.6.1). Les observations des satellites géostationnaires comme Météosat et ses équivalents américains et japonais et celles des satellites opérationnels à orbite polaire sont intercalibrées et retraitées de façon a fournir toutes les trois heures la couverture nuageuse, une classification des nuages, leur température et une information sur leur contenu en eau condensée pour l’ensemble de la planète. ( http://isccp.giss.nasa.gov/cgi-bin/browsed2)

18 Cette valeur dépend fortement, en fait, du seuil à partir duquel on estime la présence d’un nuage.

19 D’après l’expérience NASA Earth Radiation Budget et l’expérience franco-russe Scarab, voir le site http://www.lmd.polytechnique.fr/~Scarab/francais/FCRF.htm et http://terra.nasa.gov/FactSheets/Clouds/

Table des illustrations

Titre Figure 9 : représentation schématique du système climatique.
Légende Les seuls échanges avec l’extérieur se font par l’intermédiaire du rayonnement électromagnétique, les différents sous-systèmes sont couplés par des interactions mutuelles plus ou moins fortes et plus ou moins rapides.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52813/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 84k
Titre Figure 10 : représentation schématique de la circulation générale de l’océan, les flèches les plus foncées correspondent aux eaux profondes.
Crédits Adapté par Maier-Reimer d’après Broecker. (communication personnelle).
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52813/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 152k
Titre Tableau 9 : émissions anthropiques de carbone et stockages pour la période 80 – 99.
Crédits source IPCC 2001.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52813/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 80k
Titre Figure 11 : couverture de nuages bas (stratus et stratocumulus) d’après ISCCP (voir note 17).
Légende Il s’agit de stratus observables depuis satellite, c’est-à-dire en l’absence de nuages situés au dessus. On notera les fortes concentrations au dessus des océans des latitudes moyennes et à l’est des océans dans les régions tropicales.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52813/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 112k
Titre Figure 12 : couverture de nuages hauts d’après ISSCCP (voir note 17).
Légende On notera les concentrations très élevées dans les zones de convection tropicale à l’ouest du Pacifique et, au contraire, la faible concentration sur le Pacifique Est (voir El Nino, paragraphe 6.3).
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52813/img-5.jpg
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Titre Figure 13 : couverture nuageuse totale d’après ISCCP (voir note 17).
Légende On notera la grande fréquence des nuages au dessus des océans des latitudes moyennes.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52813/img-6.jpg
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Légende Le forçage est négatif quand l'impact des nuages sur l'albédo l'emporte sur leur impact sur l'effet de serre. On notera les fortes valeurs négatives associées aux perturbations au dessus des océans des moyennes latitudes et, au contraire, les valeurs positives associées aux cirrus produits par l'activité convective à l'Ouest du Pacifique.
Crédits source : http://depts.washington.edu/​uwpcc/​remote_sensing/​cloud_sst.html
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52813/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 110k

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