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Le climat de la terre

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Yves Fouquart

6. Influence anthropique et variations naturelles

Texte intégral

1L’objectif de ce chapitre est de préciser les diverses causes de variabilité naturelles du climat aux différentes échelles de temps et d’identifier celles qui sont susceptibles d’expliquer tout ou partie du réchauffement observé au XXe siècle. On y évalue donc l’influence de différents forçages naturels ou non et celle de rétroactions. On tentera ainsi de préciser si, oui ou non, le réchauffement observé peut s’expliquer par des causes naturelles.

6.1. Les contraintes astronomiques

2Le Soleil est la seule source d’énergie de la machine climatique ; il est donc naturel de rechercher les relations susceptibles d’exister entre les grandes variations climatiques que la planète a connues et les variations de l’ensoleillement. La caractéristique récente la plus marquante est l’alternance des glaciations (voir paragraphe 4.2).

6.1.1. Les causes des glaciations, la théorie de Milankovitch

3La théorie astronomique des changements du climat est due à un astronome serbe, Mulitin Milankovitch qui, le premier, a calculé et publié en 1924 les variations de l’insolation dues aux fluctuations de l’orbite terrestre. Son idée était qu’une diminution de l’ensoleillement peut engendrer un refroidissement tel que la neige commence à s’accumuler. Pour cela, il faut deux conditions : (1) l’accumulation doit se faire d’abord sur les continents, c’est donc l’Hémisphère Nord qui doit se refroidir au maximum et (2) la neige ne doit pas fondre en été sinon tout est à recommencer. Les fluctuation concernent (1) la forme de l’orbite, (ii) l’inclinaison de l’axe de la Terre par rapport à la direction du Soleil et (iii) la période de l’année pendant laquelle la Terre est au plus près ou au plus loin du Soleil.

6.1.1.1. Variations de l’ellipticité de l’orbite

  • 1 La constante solaire est par définition la quantité d’énergie reçue en moyenne annuelle par un m2 p (...)

4La Terre décrit autour du Soleil une orbite elliptique dont le Soleil occupe un des foyers (lois de Kepler). L’excentricité de l’ellipse représente le rapport entre la distance qui sépare les deux foyers et le demi grand axe de l’ellipse. Pour un cercle qui n’est qu’une ellipse particulière dont les deux foyers sont confondus, l’excentricité est égale à 0. Plus l’excentricité est grande, plus l’orbite s’allonge et plus les foyers se séparent. Pour la Terre, elle est actuellement de 0,017, c’est-à-dire que l’orbite de la Terre est très proche d’un cercle ; cependant elle n’est pas rigoureusement circulaire et le Soleil n’occupe donc pas le centre de l’orbite. En conséquence, il existe un moment où la Terre est au plus près du Soleil, c’est la périhélie et un moment au contraire, où l’éloignement est maximum, c’est l’aphélie. La périhélie a lieu actuellement le 3 janvier et l’aphélie, le 4 juillet. L’énergie que l’on reçoit du Soleil est inversement proportionnelle au carré de la distance, en conséquence la Terre reçoit moins d’énergie pendant l’été de l’hémisphère Nord et plus en hiver. On montre aisément que la variation relative de la constante solaire1 entre la périhélie et l’aphélie est égale à quatre fois l’excentricité (∆F/F ≈ 4 e). L’écart est donc d’un peu moins de 100 Wm-2. Cette variation de l’ensoleillement n’a évidemment rien à voir avec l’alternance des saisons qui est due à l’inclinaison de l’axe de la Terre face aux rayons du Soleil (voir plus loin) mais sa conséquence est que l’hiver dans l’hémisphère Nord est un peu moins froid et l’été un peu moins chaud. C’est l’inverse pour l’hémisphère Sud.

5Les autres planètes et la lune exercent aussi une attraction sur la Terre. Celle ci dépend de leur position par rapport à la Terre. Il arrive que les planètes géantes, les plus massives, se trouvent en conjonction, c’est-à-dire en quelque sorte l’une derrière l’autre, d’autre fois, elles sont en opposition, c’est-à-dire de part et d’autre du Soleil. On comprend que leur attraction sur la Terre n’est pas la même dans ces deux cas extrêmes et que l’orbite de la Terre puisse varier en réponse à ces variations d’attraction. L’orbite reste elliptique mais son excentricité varie ; au minimum elle est de 0,005 et l’orbite de la Terre étant presque circulaire, il n’y a presque plus de variation de la constante solaire entre périhélie et aphélie. Au contraire, lorsque l’excentricité est maximum, elle atteint 0,06 et la constante solaire varie de 24 %, c’est-à-dire de plus de 300 Wm-2 entre périhélie et aphélie. Puisque les mouvements des planètes sont périodiques, les variations d’excentricité présentent, elles aussi, des périodicités : la variation la plus grande a une période de 400 000 ans, d’autres périodes apparaissent entre 90 000 et 120 000 ans avec une moyenne vers 1000 000 ans.

6.1.1.2. L’inclinaison de l’axe de la Terre

6La Terre tourne autour d’un axe incliné par rapport au plan de sa trajectoire. Notons que ce plan est commun à toutes les planètes sauf Pluton, on l’appelle « l’écliptique ». L’angle entre l’axe et la perpendiculaire au plan de l’écliptique s’appelle « l’obliquité de l’écliptique », il est actuellement de 23° 5, l’influence des autres planètes et de la lune le fait varier de 22° à 24° 5. Il y a 11 000 ans, l’obliquité était maximum. La période est voisine de 41 000 ans.

7L’obliquité de l’écliptique est la cause de l’existence des saisons ; si l’axe de la Terre était perpendiculaire à la direction du Soleil, l’éclairement solaire varierait au cours de la journée du fait de la rotation de la Terre sur elle même, mais sa moyenne journalière ne varierait pas au cours de l’année. Le contraste entre hiver et été augmente avec l’obliquité de l’écliptique. D’après Milankovitch, la région critique se situe vers 65° N ; à cette latitude et au moment du solstice à midi, l’ensoleillement hors atmosphère varie d’une trentaine de Wm-2 lorsque l’obliquité passe de 22° à 24° 5.

L’alternance des saisons
Le Soleil est très éloigné, les rayons lumineux qui en proviennent sont donc parallèles. Supposons donc, d’abord que l’axe de la Terre soit perpendiculaire au plan de l’écliptique (obliquité nulle) c’est-à-dire perpendiculaire aux rayons du Soleil. A l’équateur, une surface de 1 m2 au sol, c’est-à-dire tangente à la sphère qu’est la Terre, serait perpendiculaire aux rayons du Soleil et recevrait 1370 Wm-2 si l’atmosphère n’existait pas. Tout au moins recevrait-elle cette énergie à midi, heure locale et ceci serait vrai toute l’année. Aux plus hautes latitudes, la tangente à la sphère est inclinée par rapport aux rayons du Soleil et intercepte moins d’énergie. La surface en question recevrait à midi local : 1370 Wm-2 * cos φ, où φ est l’angle entre la verticale et la direction du Soleil, c’est-à-dire la latitude et, là encore, ce serait la même chose toute l’année. Au pôle φ = 90° et l’énergie reçue serait toujours nulle.
Inclinons l’axe autour duquel tourne la planète et, surtout, conservons lui la même orientation tout au long de l’année. Lorsque le pôle Nord pointe vers le Soleil, les rayons ne sont plus tangents à la surface et le pôle est éclairé, il l’est même toute la journée et il en est de même pour les régions proches. De même, la région de la Terre où la surface est, à midi, perpendiculaire aux rayons du Soleil, n’est plus l’équateur mais se trouve dans l’hémisphère Nord. Le maximum de son excursion vers le Nord a lieu au solstice d’été et se situe actuellement à 23° 5 de latitude Nord, c’est le Tropique du Cancer. Lorsque le pôle Nord pointe vers le Soleil, c’est l’été de l’hémisphère Nord mais bien sûr, dans l’hémisphère Sud, la surface est plus inclinée par rapport aux rayons solaires et c’est l’hiver. Lorsque la Terre a effectué un demi tour d’orbite, c’est le pôle Sud qui est dirigé vers le Soleil et la situation est inversée. Les Tropiques du Cancer et du Capricorne sont situés à des latitudes égales à l’obliquité de l’écliptique, les cercles polaires Nord et Sud qui correspondent à l’excursion maximum du Soleil de minuit vers les basses latitudes sont situés aux latitudes 90° moins l’obliquité. Symétriquement, ce sont aussi les zones d’excursion maximum de la nuit polaire, c’est-à-dire de la nuit à midi.

6.1.1.3. La précession des équinoxes

8Toujours à cause de l’attraction de la lune, l’axe de la Terre tourne autour de la perpendiculaire au plan de l’écliptique et décrit une sorte de cône centré sur cette perpendiculaire. La période est voisine de 26 000 ans. Aujourd’hui, le pôle Nord pointe vers l’étoile polaire mais dans 12 000 ans, il pointera vers Véga de la Lyre. Une toupie que l’on lance a le même mouvement de précession. Pour comprendre les conséquences de la précession, il suffit de faire abstraction de la rotation de la terre autour du Soleil. Supposons donc qu’à partir du 21 juin 2002, la Terre reste immobile par rapport au Soleil pendant 13 000 ans (!). Aujourd’hui, ce jour est celui du solstice d’été et le pôle Nord pointe vers le Soleil mais dans 13 000 ans, l’axe de la Terre aura décrit la moitié d’un cône et c’est le pôle Sud qui sera orienté vers le Soleil : le 21 juin sera donc le jour du solstice d’hiver pour l’hémisphère Nord. On aurait évidemment pu tout aussi bien appeler cela la précession des solstices, c’est la précession des équinoxes qui est restée.

9Aujourd’hui, au solstice de l’été boréal, la Terre est proche de l’aphélie et l’énergie qu’elle reçoit du Soleil est minimum : l’excentricité de la Terre tend à diminuer le contraste entre été et hiver mais il y a 13 000 ans, c’était l’inverse : la Terre était au plus près du Soleil pendant l’été boréal et les variations d’éclairement solaire accentuaient le contraste été – hiver pour l’Hémisphère Nord.

10Ce mouvement est encore compliqué par le fait que l’influence des autres planètes donne à l’ensemble de la trajectoire de la Terre une lent mouvement de rotation autour du Soleil ; il en résulte que la période n’est plus de 26 000 ans mais proche de 22 000 ans.

11Dans les enregistrements sédimentaires qui permettent de reconstituer les températures des quelques derniers millions d’années, on trouve trace de la plupart de ces périodicités. Les périodes dominantes sont celle de 100 000 ans pour les 700 000 dernières années et de 41 000 ans pour les 500 000 ans qui précèdent. La concordance entre les variations de l’ensoleillement et celles des paléotempératures est telle que plus personne aujourd’hui ne remet en cause le rôle d’initiateur des fluctuations astronomiques. Le problème non encore vraiment résolu est de savoir comment ça marche précisément. On a, pour l’instant, quelques grandes idées sur le mécanisme déclencheur.

6.1.1.4. Les conditions d’une glaciation

12Pour que la glace s’accumule, il faut d’abord de la neige car la formation de la glace de mer demande des températures très basses. Au contraire, sur les continents, il suffit que la température reste inférieure à 0 ° pour que la neige se maintienne. Encore un bon regel nocturne favorise-t-il le maintien de la neige et la fonte peut donc être assez lente. La clé du problème, c’est que la neige est blanche et réfléchit une très grande part de l’énergie solaire qu’elle reçoit. L’albédo de la neige fraîche atteint 80 %, il n’y a donc qu’une faible partie du rayonnement solaire qui sert à la réchauffer. Si les continents se couvrent de neige et si la température en été n’est pas trop élevée, la neige aura tendance à rester. L’hiver suivant, l’albédo étant déjà élevé, le froid s’accentuera. Ces conditions sont remplies quand l’été boréal est frais ce qui est possible si l’éclairement solaire d’été est minimum et cela se réalise quand l’excentricité est importante et que la Terre est à l’aphélie pendant l’été de l’hémisphère Nord. On voit que ce n’est pas la rigueur des hivers qui compte, d’ailleurs les périodes de grand froid sont des périodes sèches ce qui ne contribue pas beaucoup à l’accumulation de la neige. Il faut au contraire de fortes précipitations et aux hautes latitudes en hiver, elles tombent sous forme de neige. Une fois le mécanisme initié, les conditions climatiques plus sévères engendrées par la présence perpétuelle de la neige ou de la glace concourront à la baisse des températures.

13Le meilleur moyen de tester une hypothèse, c’est de l’expérimenter. Dans le cas présent, ce n’est pas possible, on a donc recours à la simulation numérique (voir encadré à la fin du chapitre 9). Les premières simulations utilisaient des modèles de circulation générale de l’atmosphère, on y a introduit les conditions d’ensoleillement qui régnaient il y a 115 000 ans, au moment du premier grand refroidissement de la fin du précédent interglaciaire. On a bien obtenu un refroidissement mais nettement inférieur à celui que révèlent les archives glaciaires et sédimentaires. Si la cause de déclenchement est bien la variation de l’ensoleillement, alors il doit exister des mécanismes amplificateurs, c’est-à-dire des rétroactions positives. Trois mécanismes semblent jouer un rôle important :

  1. le premier a déjà été évoqué, il s’agit de l’augmentation de l’albédo due à l’extension des surfaces enneigées

  2. l’analyse de la composition chimique des bulles d’air incluses dans les carottes de glace a permis de déterminer la variation temporelle de la concentration atmosphérique en différents gaz et en poussières. La Figure 15 compare l’évolution de la température, du gaz carbonique et du méthane depuis 200 000 ans. On couvre ainsi la fin de l’avant dernière ère glaciaire qui se termine vers – 125 000 ans, le précédent interglaciaire et toute la période glaciaire récente. La ressemblance des évolutions des concentrations de ces deux gaz à effet de serre et de la température est remarquable. Il est clair que si la concentration en CO2 et CH4 diminue, leur effet de serre diminuant, le climat devrait se refroidir. On a donc là un mécanisme amplificateur potentiel. Reste à trouver pourquoi les concentrations diminuent.

  3. le troisième mécanisme fait intervenir la circulation océanique, en particulier dans l’Océan Atlantique : le refroidissement initié par les changements d’insolation provoque une intensification des précipitations et, par suite, un apport d’eau douce dans l’Atlantique Nord. Cette eau douce inhibe la formation d’eau profonde, il en résulte une diminution de l’intensité et de l’excursion vers le Nord du Gulf Stream. Cela provoque à son tour un refroidissement accéléré de l’Europe de l’Ouest. Les simulations les plus récentes effectuées avec des modèles couplés océan – atmosphère semblent effectivement donner des réponses plus satisfaisantes. La circulation océanique semble effectivement très sensible aux faibles variations d’eau douce aux hautes latitudes Nord.

Figure 15 : variation au cours des derniers 150000 ans, de la teneur en méthane (en haut), de la concentration en gaz carbonique (au centre) et de l’anomalie de température sur le plateau Antarctique (l’anomalie est définie comme la différence entre la température actuelle, environ – 55° C, et celle de l’époque).

Figure 15 : variation au cours des derniers 150000 ans, de la teneur en méthane (en haut), de la concentration en gaz carbonique (au centre) et de l’anomalie de température sur le plateau Antarctique (l’anomalie est définie comme la différence entre la température actuelle, environ – 55° C, et celle de l’époque).

adaptée de Raynaud et al., 1993. Source : http://www.ens-lyon.fr/​Planet-Terre/​Infosciences/​Climats/​Historique/​Cours-Climat/​Images/​pages/​fig9_gif.htm).

14Une dernière question se pose tout naturellement avant de clore ce chapitre sur les climats du passé : que peut on en déduire pour le futur ? Éliminons ici toute influence anthropique et extrapolons simplement sur la base de la théorie de Milankovitch. On peut aisément calculer les variations de l’ensoleillement pour les quelques dizaines de milliers d’années à venir ; la conclusion est que, normalement, c’est-à-dire sans influence humaine ni événement extérieur imprévisible, les glaciers continentaux devraient croître modérément pendant les prochains millénaires avec un premier maximum dans 5000 ans puis un refroidissement plus important devrait conduire à un second maximum dans 20 000 ans environ puis une nouvelle expansion conduirait à la phase d’extension maximum dans 60 000 ans. C’est en vertu de cela que certains clament que le réchauffement actuel n’est pas important mais qu’au contraire la Terre se dirige vers une nouvelle glaciation. C’est évidemment oublier ou nier qu’un grain de sable s’est introduit dans la mécanique : le changement de composition de l’atmosphère et l’augmentation de l’effet de serre qu’il entraîne pourrait changer suffisamment les conditions du système pour que les mécanismes amplificateurs soient insuffisants ou ne fonctionnent plus. Dans ce cas, cela pourrait être la fin, temporaire ou non de l’alternance des glaciations.

6.1.2. Les variations de l’émission du Soleil

15Le Soleil est une étoile modeste mais ses dimensions sont quand même assez considérables, il est également soumis à une forte activité convective, il n’y a donc pas de raison pour que la quantité d’énergie qu’il émet soit parfaitement constante ; d’ailleurs, il y a 4 milliards d’années environ, le Soleil alors très jeune, émettait environ 30 % de moins de rayonnement qu’actuellement. Il est donc parfaitement légitime de rechercher, dans les variations du climat de la Terre, la trace de variations possibles de l’énergie émise par le Soleil. Disons tout de suite que si les efforts en ce sens n’ont pas manqué, il n’est cependant pas possible d’expliquer le réchauffement observé au XXe siècle par la seule augmentation de l’énergie rayonnée par le Soleil. En fait, la mesure directe de la constante solaire depuis satellite a commencé dans les années 70, auparavant, on effectuait ces mesures depuis des observatoires situés à haute altitude mais l’effet de l’atmosphère n’était pas négligeable. La mesure est très difficile et les différents appareils qui ont été utilisés jusqu’ici ne donnent pas des résultats identiques en valeur absolue mais, tous, donnent une valeur remarquablement constante de la « constante solaire » dont les variations ne dépassent pas 1 Wm-2. D’autres mécanismes plus complexes ont été avancés mettant en jeu des variations de la répartition spectrale du rayonnement solaire et, en particulier, de la quantité de rayonnement UV émis ; pour l’instant, ils n’ont reçu aucune confirmation et sont purement spéculatifs. Le seul signal climatique récent que l’on s’accorde à mettre en relation avec l’émission solaire est le Petit Âge Glaciaire.

6.1.2.1. Les causes possibles du Petit Âge Glaciaire

16Le Petit Âge Glaciaire s’est traduit par un refroidissement de l’ordre du degré centigrade sur une grande partie de l’Hémisphère Nord mais pas tout l’Hémisphère. Pourquoi ce refroidissement ?

  • 2 Le mécanisme est le suivant : lorsque le champ magnétique solaire est minimum, les rayons cosmiques (...)

17Du point de vue magnétique, le Soleil se comporte comme une dynamo et produit donc un champ magnétique assez semblable au champ dipolaire que crée un aimant bien que plus compliqué. S’il émerge à la surface, ce champ donne naissance à deux tâches de polarités opposées. Ces taches correspondent à des champs magnétiques très élevés. Il existe aussi des champs magnétiques plus faibles, répartis de façon non uniforme sur la surface du Soleil. Les tâches observables à la surface du Soleil sont donc en relation avec l’activité magnétique qui y règne. Le nombre et la surface des tâches à la surface du Soleil varient avec un cycle de 10 à 11 ans. Ce cycle est bien connu et on en a évidemment cherché la trace dans la variabilité du climat mais sans grand succès. Par contre, on observe la surface du Soleil depuis longtemps et à la fin du XIXe siècle, en compilant les observations disponibles, Maunders a montré que pendant 70 ans, de 1645 à 1715, les tâches solaires étaient pratiquement inexistantes. A cette époque, d’ailleurs, le nombre d’aurores boréales semble avoir été nettement inférieure à la moyenne ce qui confirme une diminution du vent solaire. On peut aussi déduire l’activité solaire à des époques relativement anciennes à partir de l’observation de la concentration en carbone 14 dans les anneaux de croissance des arbres2, ces observations confirment les résultats de Maunders : cette époque qui coïncide avec un des épisodes les plus froids du Petit Âge Glaciaire correspond bien à un minimum de l’activité solaire.

  • 3 Judith Lean, Naval Research Laboratory, Washington.

18On a ainsi estimé3 que l’intensité du rayonnement émis par le Soleil pourrait avoir diminué de 0,25 % pendant le minimum de Maunders. Une telle variation peut sembler bien faible mais elle correspond à une diminution de la constante solaire de plus de 3 Wm-2. Est ce suffisant pour provoquer un refroidissement de 1° C au moins sur une grande partie de l’Hémisphère Nord ? La réponse n’est pas évidente : si on utilise le modèle de l’équilibre radiatif appliqué au « caillou » auquel on assimile la Terre, la réponse est définitivement non. Par un calcul de dérivée très simple, on obtient en effet 4 ∆Te /Te = ∆F0 /F0, ce qui donne ∆Te 0,16 ° C, c’est-à-dire une diminution de température nettement inférieure au degré précédemment cité. Cela ne signifie absolument pas que la cause du refroidissement ne soit pas dans le minimum de l’activité solaire ; cela signifie qu’à elle seule la diminution de l’énergie solaire produite ne suffit pas à provoquer un refroidissement d’une amplitude suffisante. Il reste donc trois possibilités :

  1. la cause est ailleurs

  2. un autre mécanisme a joué dans le même sens, en même temps

  3. il y a eu amplification du refroidissement initial.

19On a ainsi mis en cause l’activité volcanique. En effet, les éruptions injectent dans l’atmosphère des particules qui réfléchissent le rayonnement solaire. Il semble bien que toute cette période ait connu des éruptions sans doute en plus grand nombre et peut être plus intenses que la période plus récente. Il n’y a pas encore d’évaluation, même grossière, de l’influence des éruptions sur le climat de cette époque. Il est possible évidemment que les deux mécanismes aient joué en même temps.

20La corrélation avec le minimum de Maunders est telle que cette explication est couramment admise, au moins comme une explication partielle ; il reste à trouver les éventuels mécanismes amplificateurs et à les quantifier.

21La question est extrêmement importante puisque la situation actuelle est, en définitive, fort semblable quoique de signe opposé. Si une faible diminution de la constante solaire (3 Wm-2) a pu provoquer un refroidissement d’environ 1° C, cela signifie que le climat est très sensible à de faibles forçages radiatifs ; dans ce cas, il faut s’attendre à des changements climatiques majeurs en réponse à l’augmentation de la concentration atmosphérique en gaz à effet de serre.

6.2. Les fluctuations chaotiques

22C’est le météorologue Lorentz qui, le premier, a développé la théorie du chaos. Lorentz parlait de « l’effet papillon » : le mouvement des ailes d’un papillon produit de faibles mouvements de l’air qui, 15 jours plus tard et à 3000 km de là, provoquent une tempête tropicale. Il n’est pas forcément nécessaire de prendre cette image au pied de la lettre et de surveiller tous les papillons mais l’atmosphère est telle que des phénomènes quasi insignifiants peuvent, dans certaines circonstances, être amplifiés de façon considérable. C’est ainsi que de faibles modifications du champ de pression dans l’Atlantique sont susceptibles de provoquer des tempêtes parfois meurtrières au large de l’Europe de l’Ouest ou même sur le continent. Cela explique la difficulté que rencontre la météo pour les prévoir et en estimer l’ampleur.

Figure 16 : évolutions temporelles d’un système linéaire et d’un système chaotique.

Figure 16 : évolutions temporelles d’un système linéaire et d’un système chaotique.

23Pour préciser la notion de chaos de façon générale, considérons un système, éventuellement fort complexe mais ce n’est pas une condition nécessaire. Supposons qu’à l’instant t le système se trouve dans un état que l’on caractérise dans le schéma de la Figure 16 par le point A. A l’instant t1, le système a évolué et se trouve dans l’état B. Supposons les conditions de l’instant t très légèrement différentes, caractérisées par le point A’très voisin de A. Un système qui se comporte de façon linéaire évoluerait vers le point B’très proche de B, un système chaotique peut évoluer vers un état fort éloigné comme B”. Cette très grande sensibilité de l’atmosphère à de faibles variations des conditions initiales est la raison pour laquelle la prévision météorologique est impossible au sens déterministe au delà d’une dizaine de jours.

  • 4 La variation des conditions de surface sur les continents peut produire des effets comparables, ce (...)

24Si la prévision déterministe, c’est-à-dire à partir des conditions initiales, n’est pas possible, les grandes tendances peuvent, dans une certaine mesure, être prévisibles. C’est que l’atmosphère est fort sensible aux conditions qui règnent à la surface et particulièrement à la surface des océans4. Or celles ci évoluent lentement, beaucoup plus lentement que pour l’atmosphère. Ce sont les variations de la température de surface de l’océan qui sont la cause principale de variabilité interannuelle, c’est-à-dire des grandes variations des conditions météorologiques d’une année sur l’autre. A l’échéance de quelques mois, il n’y a pas d’interaction de l’atmosphère avec l’océan profond ; l’échelle de temps correspondante est celle de la circulation thermohaline, elle est beaucoup plus grande, de l’ordre de plusieurs siècles (voir paragraphe 5.3). La couche superficielle de l’océan est celle qui est concernée par l’éclairement solaire et l’action du vent en surface, son épaisseur ne dépasse que rarement la centaine de mètres ; son interaction avec l’atmosphère est beaucoup plus rapide, particulièrement dans les régions équatoriales et tropicales ou l’éclairement solaire est important. L’exemple le plus marquant de cette influence est El Nino.

6.3. Interaction Océan Atmosphère : l’ENSO (El Nino Southern Oscillation)

25El Nino est un phénomène qui affecte de façon plus ou moins régulière l’ensemble du Pacifique Tropical mais ses effets débordent largement cette région déjà immense et se font ressentir jusqu’en Californie, et dans l’Océan Indien avec une interaction forte sur la mousson Indienne. Le phénomène est connu depuis longtemps des pêcheurs péruviens. Il y a en effet, au large du Pérou, des régions de production biologique intense liée à la présence de remontées d’eau de fond (des « upwellings »), froide et très riche en sels nutritifs. Du phytoplancton à la morue et finalement au pêcheur, c’est toute la chaîne alimentaire qui y abonde. Fréquemment, aux environs de Noël (d’où le nom donné d’El Nino : l’enfant Jésus), les upwellings s’affaiblissent et le poisson devient rare.

26El Nino résulte d’une interaction entre l’océan tropical et l’atmosphère. Le mécanisme est maintenant assez bien compris mais l’origine du déclenchement d’un épisode reste obscure et sa prévision est donc difficile.

6.3.1. Caractéristiques atmosphériques et océaniques en situation normale (hors El Nino)

27L’insolation étant forte, l’absorption du rayonnement solaire dans la couche supérieure de l’océan y provoque un fort réchauffement. Comme la densité de l’eau diminue lorsque la température augmente, l’eau chaude est moins dense et reste en surface, la couche superficielle est séparée de l’océan profond par une zone de fort gradient de température qu’on appelle la thermocline. Le mélange entre les deux couches de l’océan est faible et on dit que l’océan est stratifié. Aux latitudes plus élevées, cette stratification existe aussi mais elle a tendance à disparaître en hiver quand l’échauffement est moindre et à se renforcer en été ; de plus les tempêtes hivernales tendent à favoriser le mélange vertical et donc à éroder encore la thermocline.

  • 5 Le flux solaire moyen arrivant à la surface dépasse 200 Wm2, l’atmosphère étant très chaude est trè (...)

28Dans l’atmosphère, les alizés soufflent en permanence d’Est en Ouest ; ils entraînent avec eux l’eau de surface qui tend à s’accumuler à l’Ouest du Pacifique, c’est-à-dire dans une région comprise entre le Nord de l’Australie, l’Indonésie et les Philippines. Le niveau de la mer y est donc, en moyenne, plus élevé d’une cinquantaine de centimètres. Dans cette région, le chauffage par le Soleil est intense5 et la température des eaux de surface avoisine les 30° C sur des millions de km2. On donne à toute cette région le nom de « warm pool ». Au contraire, à l’Est du Pacifique, l’eau de surface est chassée par les Alizés, elle doit donc être remplacée par de l’eau qui provient des profondeurs ce qui explique la présence d’un upwelling et par de l’eau apportée depuis des latitudes plus élevées par des courants qui longent l’Amérique du Sud. Ces eaux sont beaucoup plus froides, la différence de température de surface entre l’Est et l’Ouest du Pacifique peut ainsi atteindre environ 8° C.

29Les conséquences sont multiples :

  • 6 Pour équilibrer les pressions, il faut une épaisseur plus grande d’une eau plus chaude donc moins d (...)

30(1) puisqu’il y a un upwelling à l’Est, la limite entre eaux froides de fond et eaux de surface y est moins marquée et proche de la surface, la thermocline est peu profonde, au contraire, à l’Ouest ; l’accumulation d’eau chaude et donc moins dense entraîne l’enfoncement de la thermocline6.

31(2) les températures élevées qui règnent à l’Ouest et le bilan d’énergie radiative fortement positif provoquent une évaporation intense

32(3) la température élevée de la surface provoque une intense activité convective. La « warm pool » est la région type de convection profonde avec formation de cumulonimbus, orages et précipitations abondantes. Cette convection est la cause, à grande échelle, d’un mouvement général de l’air vers le haut qu’on appelle une divergence et de basses pressions à la surface. L’air qui s’élève est remplacé par celui qu’apportent les Alizés En altitude, au niveau de la tropopause, l’air ne peut évidemment pas s’accumuler ; il est entraîné, au contraire, par des vents qui soufflent d’Ouest en Est et redescend lentement sur le Pacifique central et oriental où il vient remplacer l’air qui, là, est chassé par les Alizés.

Figure 17 : schématisation de la circulation de l’océan et de l’atmosphère dans le Pacifique tropical (cellule de Walker)

Figure 17 : schématisation de la circulation de l’océan et de l’atmosphère dans le Pacifique tropical (cellule de Walker)

Image NOAA.

33Lorsqu’il descend, l’air se réchauffe en se comprimant ; l’air qui redescend dans le Pacifique oriental est donc à la fois chaud et sec car il a perdu une très grande partie de son contenu en eau lors des précipitations convectives sur l’Ouest du Pacifique. On a donc normalement des précipitations intenses et une mer très chaude à l’Ouest et, au contraire une mer plutôt froide pour l’équateur et pas de précipitations à l’Est. En temps normal, certaines régions de l’Amérique du Sud qui bordent le Pacifique ne reçoivent pratiquement pas d’eau de toute l’année. Au contraire, les précipitations sont quotidiennes et il pleut à seaux sur la « warm pool ». Enfin, les cyclones tropicaux se nourrissent d’une évaporation intense, ils ne peuvent donc se développer que lorsque la température de surface de la mer est assez élevée, en pratique lorsqu’elle dépasse 27° C ; en conséquence, ils sont fréquents dans le Pacifique Ouest (ils sont appelés typhons) mais il n’y en a pas dans la partie orientale et centrale du Pacifique (hors situation d’El Nino). Cette circulation qui reste parallèle à l’équateur est appelée circulation zonale. Elle n’est possible que dans les régions équatoriales où l’influence de la force de Coriolis est négligeable.

  • 7 Sir Georges Walker (1868 – 1958) fut Directeur de la Météorologie des Indes de 1903 à 1924 et c’est (...)

34(4) les pressions au niveau de la mer sont en accord avec cette circulation à grande échelle : la pression est faible à l’Ouest et forte à l’Est. Depuis G. Walker7, on compare les pressions de Darwin au Nord de l’Australie et de Tahiti. Puisque sous l’Équateur, le vent souffle des hautes pressions vers les basses pressions sans être dévié par la force de Coriolis, ces différences de pression de surface contribuent à entretenir la circulation de Walker.

6.3.2. La convection profonde

35Puisque la température de l’eau est élevée, les parcelles d’air qui entrent en contact avec la surface se réchauffent et en même temps se chargent en vapeur d’eau par évaporation. Plus chaudes que l’air qui les entoure, elles sont soulevées (l’air chaud « monte »). Au cours de cette ascension, la pression diminue et la parcelle d’air se refroidit par détente adiabatique (voir la sensation de froid que l’on a lorsqu’on appuie sur la valve d’une chambre à air) mais la quantité d’eau qu’elle contient reste constante. Or la tension de vapeur saturante de l’eau diminue très rapidement avec la température ; puisque la parcelle conserve sa vapeur d’eau mais se refroidit, il arrive un moment où la pression de la vapeur d’eau qu’elle contient est égale à la pression de vapeur saturante. Si la parcelle se refroidit encore ne fut-ce qu’un tout petit peu, elle contient alors trop d’eau sous forme de vapeur et le surplus se condense. En se condensant, l’eau libère à l’intérieur de la parcelle la chaleur latente de vaporisation (537 calories par gramme ou 2,2 106 Joules/kg), cet apport de chaleur chauffe la parcelle ou tout au moins la fait se refroidir moins rapidement et, exactement comme lorsqu’on déclenche le chauffage dans une montgolfière, la parcelle est entraînée vers le haut. La quantité de vapeur d’eau « embarquée » à la surface est considérable parce que la température est élevée et la parcelle d’air peut ainsi être entraînée très haut dans l’atmosphère. Typiquement, un cumulonimbus tropical couvre quelques dizaines de km2 mais des systèmes ou cellules convectives qui regroupent plusieurs nuages individuels peuvent avoir des dimensions de l’ordre de plusieurs milliers de km2, beaucoup plus pour certaines. La base de ces nuages se situe très bas, vers environ 1000 m, mais le sommet peut atteindre 18 km à ces latitudes. Un cumulonimbus est une machine énergétique extrêmement puissante, les ascendances peuvent y atteindre des vitesses de l’ordre de 10 ms-1 et la quantité d’eau stockée y est énorme. Ces nuages sont aussi le siège d’une forte activité électrique. Il existe une zone de convection profonde tout autour de la Terre aux environs de l’équateur parce que c’est là que le chauffage de la surface est maximum, on l’appelle la zone de convergence intertropicale. La « warm pool » est la région où elle est la plus développée.

6.3.3. Caractéristiques d’El Nino

  • 8 Imaginez une bassine d’eau, vous la portez à hauteur de votre bouche et vous soufflez parallèlement (...)
  • 9 Une onde, c’est la propagation d’un mouvement de proche en proche sans propagation de matière. Ce n (...)
  • 10 Voir le site du CNES : http://www.cnes.fr/activites/observation/1frame_index.htm

36Au moment du printemps de l’hémisphère Nord, les Alizés ont normalement tendance à s’affaiblir de façon passagère mais de temps en temps, tous les 3 à 6 – 7 ans, ils ne se rétablissent pas. Dans ce cas, plus rien ne pousse la masse d’eau équatoriale vers le Pacifique Ouest. En particulier, au large de l’Amérique du Sud, l’eau de surface n’est plus entraînée et il n’y a donc plus de raison pour qu’elle soit remplacée par de l’eau de fond. La thermocline s’enfonce donc et l’eau de surface qui n’est plus refroidie par des apports d’eau de fond se réchauffe rapidement. Symétriquement, à l’Ouest, l’eau n’est plus poussée par les Alizés et tend donc à revenir vers l’Est8. La thermocline remonte donc à l’Ouest alors qu’elle s’enfonce à l’Est. Ce mouvement de bascule crée une onde qui se propage le long de l’équateur et traverse le Pacifique d’Ouest en Est9. L’eau chaude est moins dense que l’eau froide et l’enfoncement de la thermocline, c’est-à-dire le réchauffement de l’eau superficielle, se traduit par une élévation du niveau de la mer de quelques dizaines de cm. On peut donc parfaitement suivre l’événement depuis satellite, d’une part en mesurant la température de surface de la mer et d’autre part en mesurant l’altitude du niveau de la mer ce qui est possible au moyen de techniques altimétriques10. La Figure 18 montre la progression de l’onde vers l’Est. Sa vitesse est de l’ordre de 300 km par jour, elle traverse donc les 15 000 km du Pacifique en deux à trois mois.

37A l’Est du Pacifique, la température de surface de la mer augmente de quelques degrés, cela est suffisant pour que la convection se développe et que le Pacifique oriental connaisse des précipitations importantes. Cela provoque en certaines régions des inondations et des dégâts considérables comme ce fut le cas au Guatemala en 98. Symétriquement, le refroidissement relatif des eaux de surface du Pacifique Ouest inhibe l’activité convective ou la réduit fortement. C’est donc l’ensemble de la cellule de Walker qui se déplace. Les anomalies de précipitation atteignent 700 mm en plus et en moins sur des zones d’une étendue considérable (voir Figure 20)

Figure 18 : progression vers l’Est de l’anomalie positive du niveau de la mer associée à l’événement El Nino 97. Observations du satellite TOPEX – POSEIDON

Figure 18 : progression vers l’Est de l’anomalie positive du niveau de la mer associée à l’événement El Nino 97. Observations du satellite TOPEX – POSEIDON

expérience CNES – NASA, d’après http://www.cnes.fr/​activites/​programmes/​topex/​1elnino.htm.

Figure 19 : schématisation de la circulation de l’océan et de l’atmosphère dans le Pacifique tropical dans le cas d’El Nino.

Figure 19 : schématisation de la circulation de l’océan et de l’atmosphère dans le Pacifique tropical dans le cas d’El Nino.

Image NOAA.

Figure 20 : anomalies des précipitations annuelles pendant El Nino 97 – 98.

Figure 20 : anomalies des précipitations annuelles pendant El Nino 97 – 98.

Les zones en gris foncé, à l’ouest du Pacifique, correspondent à un déficit, les zones en gris clair, à l’Est, correspondent à un surplus de précipitations.

Source : WMO statement on the status of the Global Climate in 1997, image NOAA.

  • 11 Le courant jet correspond à une zone de forts vents d’Ouest (jusqu’à 300 km/h localement) située ve (...)

38Par ailleurs, puisque l’eau n’est plus chassée vers l’Ouest, les remontées d’eau de fond n’ont plus de raison d’être et l’upwelling péruvien est bloqué. Avec lui, ce sont les apports de sels nutritifs qui s’arrêtent et la productivité de cette région s’effondre. Les poissons comme le thon migrent vers le large et la pêche est rare. El Nino a donc des conséquences économiques directes sur la région mais les conséquences indirectes via les changements climatiques sont sans doute plus importants et beaucoup plus étendues. Les cellules convectives interagissent en effet avec le courant jet subtropical11 et, par cet intermédiaire, l’influence d’El Nino se fait sentir bien au delà du Pacifique Équatorial jusqu’aux latitudes plus élevées, en particulier aux USA. Comme on ne prête qu’aux riches, on a aussi mis en cause El Nino dans des événements climatiques en Europe mais le lien n’est pas établi avec certitude, néanmoins les ondes qui parcourent la planète sont profondément modifiées par les changements induits par El Nino dans la position des cellules convectives et cela peut avoir des conséquences notables à très grande distance. Le réchauffement des eaux de surface sur des milliers de km a un impact global significatif : une année El Nino, l’océan mondial transfert de la chaleur vers l’atmosphère, la température moyenne de la planète est donc plus élevée. Cette anomalie peut atteindre jusqu’à environ un demi degré.

  • 12 Cette onde a la même cause que celle qui a initié El Nino mais un effet inverse. Elle s’est initial (...)

39Typiquement un événement El Nino dure de 12 à 18 mois. Au bout de ce temps, une autre onde12 vient enfoncer la thermocline dans le Pacifique oriental. La situation tend donc à revenir vers l’état normal mais souvent elle s’inverse en fait et la thermocline tend à être plus inclinée que la normale, plus élevée encore à l’Est et plus profonde à l’Ouest. La température de surface est donc plus basse que la normale à l’Est et plus élevée à l’Ouest. Les précipitations suivent et sont donc anormalement faibles à l’Est et anormalement fortes à l’Ouest. Par opposition au phénomène El Nino, on nomme cette situation La Nina.

40On qualifie El Nino d’événement pseudo périodique car il arrive tous les 3 à 7 ans. L’intensité est également très variable : les deux événements les plus importantes de ces dernières décennies sont ceux de 82 – 83 et 97 – 98 où le réchauffement de l’eau de surface a atteint 5 ° C, dans d’autres cas, il ne dépasse pas 1° C et les conséquences climatiques sont évidemment beaucoup moins fortes.

6.3.4. El Nino et le réchauffement global

41El Nino est un phénomène naturel, une oscillation de grande ampleur qui affecte notablement le climat de la planète, on doit donc se demander si le réchauffement de ce dernier siècle n’a pas aussi des conséquences sur la fréquence et l’intensité des événements. La question est effectivement d’actualité mais la très grande variabilité naturelle du phénomène rend les études statistiques particulièrement difficiles et pour l’instant, il n’y a pas de conclusion définitive sur ce sujet.

6.4. Influence climatique des éruptions volcaniques

42Une autre source importante de variabilité du climat est due à l’activité volcanique. Les éruptions volcaniques, outre qu’elles sont difficilement prévisibles, sont très irrégulières. Toutes les éruptions n’ont d’ailleurs pas forcément un impact climatique. Ce n’est évidemment pas l’énergie dégagée par l’éruption elle même qui est susceptible d’une influence sur le climat, encore une fois, la seule source notable d’énergie est radiative. Dans le cas d’El Nino, l’énergie solaire est stockée dans la couche supérieure de l’océan et est restituée plus tard, les années d’El Nino ; dans le cas présent ce sont les gaz et les particules éjectées lors de l’éruption qui interagissent avec le rayonnement.

  • 13 Un forçage radiatif se mesure en Wm-2, pour chauffer ou refroidir une grande masse d’air ou d’eau e (...)
  • 14 Au dessus des régions polaires, la concentration en aérosols bien que nettement moindre qu’à l’équa (...)
  • 15 La diffusion de la lumière par les aérosols volcaniques est la cause de couchers (ou de levers) de (...)

43Seules donc, les éruptions de nature explosive nous intéressent ici, on les nomme des éruptions de type plinien en hommage à Pline l’Ancien qui décrivit la fameuse éruption du Vésuve en 79 après J. C. Ces éruptions expulsent dans l’atmosphère d’énormes quantités de cendres et de gaz. Dans certains cas, le nuage ainsi formé atteint des altitudes très élevées, jusqu’à 40 km dans le cas de l’éruption du Pinatubo aux Philippines en juin 91. Les quantités de cendres sont considérables mais elles ont un impact climatique pratiquement négligeable car elles retombent assez rapidement, elles n’ont donc pas le temps d’interagir avec le rayonnement. De plus, elles restent assez localisées ce qui minimise encore leur action sur le rayonnement13. En fait, c’est le dioxyde de soufre éjecté en même temps que d’autres gaz et que ces cendres qui est important. Dans le cas du Pinatubo, 20 Mégatonnes ont ainsi été projetées jusqu’à 40 km d’altitude, c’est-à-dire dans la stratosphère, là où il n’y a plus de mouvements verticaux importants (convection, précipitations). Les cendres dont la masse est trop élevée retombent néanmoins rapidement, le SO2 quant à lui, interagit chimiquement avec les oxydants de l’atmosphère et la vapeur d’eau présente pour donner des composés du type H2SO4 (H2O) n. Ces composés qu’on appelle des agrégats grossissent en quelques mois pour former des gouttelettes dont la dimension est de quelques dixièmes de microns et qu’on appelle des aérosols. Pendant ce temps, le nuage a été entraîné par les vents qui, à cette altitude, soufflent à grande vitesse autour du globe et s’est répandu. Dans le cas du Pinatubo, le nuage s’est répandu tout autour du globe en 6 mois et il a largement diffusé vers les hautes latitudes des deux hémisphères14. Il a donc couvert une grande partie du globe d’un voile très fin qui a diffusé la lumière du Soleil et en a réfléchi une partie vers l’espace. Des particules d’une aussi petite taille interagissent très peu avec le rayonnement infrarouge mais elles diffusent très efficacement le rayonnement solaire15. Il en résulte donc une diminution de l’énergie solaire absorbée (∆Q abs <0) qui correspond à un forçage radiatif négatif et qui tend donc à refroidir la planète.

44L’éruption du Pinatubo constituait une véritable expérience climatique à l’échelle globale. Il est donc très intéressant de voir comment le climat de la planète a réagi. Le refroidissement au voisinage de la surface a atteint environ 0,15° C pendant une petite année (en 92) puis, l’épaisseur du nuage diminuant, l’effet des aérosols volcaniques s’est estompé et l’évolution des températures a repris sa courbe ascendante. Il est aussi intéressant de noter que les simulations effectuées avec des modèles climatiques dans lesquelles l’épaisseur d’aérosols était prescrite de façon à épouser les observations ont donné un refroidissement du même ordre ce qui donne une certaine crédibilité au comportement des modèles.

6.5. Les aérosols ou l’effet parasol

6.5.1. Faisons le point

45Les gaz à effet de serre ont une action sélective sur le rayonnement que la Terre échange avec le Soleil et avec l’espace : ils sont transparents aux rayonnements de courtes longueurs d’onde et absorbants pour les rayonnements de grande longueur d’onde. Ils peuvent donc être transparents au rayonnement solaire et opaques au rayonnement thermique en provenance de la Terre et qui correspond à des longueurs d’ondes plus grandes (infrarouge). Ils laissent donc entrer la chaleur et l’empêchent de sortir. En conséquence, la Terre devrait se réchauffer. On constate, en effet, un réchauffement de près de 0,7° C en un siècle et demi.

46Ce réchauffement peut, au moins partiellement, avoir des causes naturelles ; le climat connaît des variations importantes à différentes échelles de temps. A l’échelle des glaciations (≈ 100 000 ans), la cause se trouve dans les variations d’orbite de la Terre, l’ordre de grandeur des variations de température correspondantes est de 5° C. A l’échelle interannuelle, la plus importante cause de variabilité provient des interactions entre l’océan et l’atmosphère dans la région du Pacifique Équatorial ; cette fois, les variations de la température globale peuvent atteindre 0,7° C. De façon sporadique, les éruptions volcaniques peuvent, elles aussi, causer des variations de température de l’ordre de un à deux dixièmes de degré. Enfin, le climat a un comportement chaotique tel que d’une année sur l’autre ou éventuellement d’une décennie à l’autre, la température globale peut encore fluctuer de quelques dixièmes de degré.

47Il n’est donc pas étonnant que, même s’ils le sont de moins en moins, les avis aient été partagés sur le fait de savoir si, oui ou non, le réchauffement du XXe siècle devait être attribué à l’augmentation de la concentration des gaz à effet de serre. D’autant que l’activité humaine et la pollution qu’elle entraîne n’a pas pour seul effet de réchauffer la planète : pour une part, elle tend aussi à la refroidir. Ceci a lieu par l’intermédiaire des aérosols qui sont produits par l’activité humaine.

6.5.2. Les divers types d’aérosols

48Les aérosols sont des particules, liquides ou solides, en suspension dans l’air. Par commodité, on exclue de cette définition les particules nuageuses. L’atmosphère contient d’énormes quantités d’aérosols dont la plus grande partie est d’origine naturelle. Les dimensions sont très variables, grossièrement de 0.002 µm à environ 100 µm de diamètre.

49Deux familles de mécanismes donnent naissance aux aérosols : la mise en suspension de particules existantes à la surface par l’intermédiaire du vent (aérosols primaires) et la transformation gaz – particules, c’est-à-dire, en fait, la condensation après d’éventuelles réactions chimiques dans l’atmosphère (aérosols secondaires). Le tableau 10 présente les émissions annuelles d’aérosols.

50Les émissions d’origine naturelle sont donc très majoritaires et l’activité humaine les perturbe d’à peine 10 %. Cependant, leur importance climatique est beaucoup plus importante.

51L’influence climatique des aérosols s’exerce de plusieurs façons. On parle d’effet direct, indirect et même d’effet semi-direct.

6.5.3. L’effet direct des aérosols

52Il s’agit de l’effet que les aérosols exercent sur le rayonnement. Leur influence sur le rayonnement infrarouge thermique est généralement faible car leur dimension est alors le plus souvent nettement inférieure à la longueur d’onde ce qui rend les interactions faibles et aussi parce que, le plus souvent, les contrastes de température qu’ils présentent avec la surface sont faibles. Par contre, ils interagissent fortement avec le rayonnement de courtes longueurs d’onde, c’est-à-dire avec le rayonnement solaire. Leur action peut être de diffuser et d’absorber la lumière. Leur absorption dépend de leur composition chimique et de leur taille, leur efficacité à diffuser dépend de la surface qu’ils exposent au rayonnement. Pour une masse d’aérosols identique, la surface totale exposée au rayonnement, celle qui fera de l’ombre, augmente quand la dimension des particules diminue car la masse est alors répartie sur un plus grand nombre de particules. Ce sont donc les petites particules qui ont une interaction maximum avec le rayonnement et si l’on se réfère au tableau 10, on constate que ce sont les particules d’origine secondaire qui ont ce maximum d’impact. En fait, bien qu’ils soient beaucoup moins nombreux, les aérosols anthropiques ont, sur le rayonnement solaire, une influence équivalente à celle des aérosols d’origine naturelle.

Tableau 10 : émissions annuelles d’aérosols (en millions de tonnes par an) en fonction de leur origine et indications sur leur taille et les principaux éléments chimiques associés.

origine

sources

intensité (Mt/an)

dimension typique

composition

naturelle

(90 %)

primaires

poussières minérales

1500

majoritairement (maj) > 1 µm

Si, Al, Fe, Ca...

sels de mer

1300

> 1 µm

Na, Cl, S

cendres volcaniques

33

> 1 µm

Si, Al, Fe

débris biologiques

50

> 1 µm

C

secondaires

sulfates biogéniques

90

< 1 µm

S

sulfates volcaniques

12

< 1 µm

S

aérosols organiques

secondaires

55

<1 µm

C

nitrates

22

maj. > 1 µm

N

total

3060

anthropique

(10%)

primaires

suies

20

maj. < 1 µm

C

poussières industrielles

100

maj > 1 µm

Al, Si, Fe, métaux

secondaires

feux de végétation

80

< 1 µm

C, K, métaux

sulfates anthropiques

140

< 1 µm

S

nitrates anthropiques

36

maj.> 1 µm

N

aérosols organiques

10

< 1 µm

C, N

total

390

  • 16 Interaction Aérosols Nuages Rayonnement, Ecole d’Été CNES-CNRS-Méteo France, La Londe Les Maures, s (...)

d’après G. Bergametti16, adapté d’IPPC, 1995.

53L’interaction des aérosols avec le rayonnement est nettement plus complexe à évaluer que celle des gaz à effet de serre. En effet, ceux ci ont une durée de vie assez longue pour avoir, dans l’atmosphère, une répartition sensiblement homogène. Ce n’est pas le cas des aérosols. Seuls les aérosols d’origine volcanique ont un temps de résidence suffisamment grand pour se répartir sur pratiquement toute la planète, encore que cette répartition soit loin d’être uniforme. Cela est dû au fait qu’ils sont expulsés dans la stratosphère où les mouvements verticaux sont rares. Au contraire, les autres aérosols restent dans la troposphère qui se caractérise justement par des mouvements verticaux intenses et par les précipitations. La conséquence est que les aérosols ont une durée de vie fort courte, en général de l’ordre d’une quinzaine de jours, au bout de ce délai, ils sont entraînés par les précipitations, on dit qu’ils sont lessivés.

54En une quinzaine de jours, les aérosols n’ont pas le temps de s’éloigner beaucoup des régions sources ce qui explique la très grande hétérogénéité de leur répartition. Ceux qui vont le plus loin sont les aérosols d’origine désertique qui sont arrachés aux déserts, principalement au Sahara mais aussi au désert de Gobi et qui, dans le cas des aérosols sahariens peuvent traverser l’Atlantique ou qu’on retrouve en France les jours de Sirocco. La Figure 21 présente une carte de la concentration en aérosols au dessus des océans obtenue à partir d’observations de satellites. On notera justement la quasi absence d’aérosols dans l’hémisphère Sud et la forte concentration dans l’Atlantique au large du Sahara.

55Par rapport aux gaz à effet de serre, le problème est également compliqué par le fait que l’influence des aérosols dépend aussi de leur dimension et de leur forme. Beaucoup d’aérosols d’origine minérale ne sont pas sphériques, cela introduit une série d’inconnues supplémentaires qui sont la forme et les paramètres qui la définissent. Quant à leur dimension, elle est très dépendante du type d’aérosols mais de plus, beaucoup d’entre eux grossissent lorsque l’humidité augmente ce qui complique encore le problème. Comme le montre le tableau 10, les aérosols d’origine anthropique, ceux provenant des feux de végétation et ceux provenant des transformations des sulfates sont de petites particules. On les repère parfaitement sur la Figure 22 qui présente un paramètre que l’on peut déduire de la dépendance spectrale de la réflexion par les aérosols et qui traduit leur dimension : les plus petites particules correspondent à des aérosols de pollution et on les trouve au voisinage de l’Asie et des pays industrialisés. Sur l’Afrique et le Mexique, les panaches observables correspondent en fait à des feux de forêt ou de savane.

  • 17 L’épaisseur optique mesure l’atténuation du rayonnement solaire direct. Dans le cas présent, les au (...)
  • 18 http://smsc.cnes.fr/POLDER/.

Figure 21 : épaisseur optique17 des aérosols mesurée par l’instrument POLDER (expérience franco-japonaise CNES/NASDA)18.

Figure 21 : épaisseur optique17 des aérosols mesurée par l’instrument POLDER (expérience franco-japonaise CNES/NASDA)18.

La méthode utilisée ici ne permet pas d’observer les aérosols au dessus des continents.

56D’après le tableau 10, la majorité des aérosols anthropiques sont des dérivés des sulfates. Le processus est tout à fait similaire à la formation des aérosols volcaniques (voir paragraphe 6.4). Le SO2 est oxydé dans l’atmosphère pour former de l’acide sulfurique qui s’associe avec des molécules d’eau pour former de minuscules gouttelettes dont la dimension typique est de l’ordre de quelques dixièmes de µm. Les combustibles fossiles contiennent naturellement du soufre, en plus ou moins grande quantité. Jusque dans les années 80, il n’était pas complètement éliminé lors du raffinage, en conséquence la combustion du charbon et du pétrole s’accompagnait d’émissions de SO2. Le résultat, c’est que pendant plus d’un siècle, le fait de brûler ces combustibles a certes enrichi l’atmosphère en CO2 et donc, augmenté l’effet de serre mais il a aussi enrichi l’atmosphère en aérosols et augmenté ainsi l’albédo de la planète. Les deux effets sont opposés : le premier est un forçage positif et conduit au réchauffement, le deuxième est un forçage négatif qui provoque un refroidissement. Tous deux avaient la même cause.

Figure 22 : répartition géographique de la taille des aérosols déterminée pour le mois de novembre 96 par l’instrument POLDER (coopération CNES – NASDA).

Figure 22 : répartition géographique de la taille des aérosols déterminée pour le mois de novembre 96 par l’instrument POLDER (coopération CNES – NASDA).

Les plus petites particules apparaissent en clair. Il n’y a pas de données disponibles aux hautes latitudes. On notera les régions fortement polluées de l’Asie du Sud Est et les panaches issus d’incendies entre Madagascar et l’Afrique.

57A partir des inventaires de production de charbon, pétrole et gaz naturel, on a pu établir la production annuelle de CO2 depuis les débuts de l’ère industrielle. En tenant compte, autant que possible, des variations de concentration en soufre de ces combustibles, on a pu établir les émissions annuelles de SO2 et modéliser la production anthropique d’aérosols de sulfate et leur répartition géographique et temporelle. La durée de vie des aérosols est très courte, on a ainsi pu estimer la variation depuis 1800 du forçage radiatif de ces aérosols anthropiques et leur impact sur l’évolution de la température de la planète. Du fait de toutes les incertitudes évoquées plus haut (composition, dimensions, répartition), le forçage radiatif des aérosols est beaucoup moins bien estimé que celui des gaz à effet de serre. On considère qu’en 1990, il était négatif et compris entre - 0,25 et - 0,75 Wm2. L’influence sur l’évolution de la température de la planète est évidemment difficile à estimer avec précision mais les simulations montrent clairement que le fait de tenir compte de l’effet des aérosols produits en même temps que le CO2 permet de mieux expliquer le rythme du réchauffement observé.

58Depuis les années 80 et dans le but de limiter la pollution, en particulier dans le but de limiter les « pluies acides », le soufre est éliminé lors des opérations de raffinage. Pour ce qui concerne le climat, le résultat est que seul demeure maintenant le forçage positif correspondant à l’augmentation de concentration des gaz à effet de serre. Une accélération du réchauffement semble donc logique. C’est bien ce que l’on observe dans les années 90 mais, comme toujours avec le climat, la variabilité est telle qu’une période longue (30 ans) est nécessaire pour identifier de réelles tendances ; il est donc trop tôt pour conclure.

6.5.4. L’absorption des aérosols et l’effet semi-direct

59L’influence des aérosols sur le rayonnement solaire dépend aussi de la nature de la surface au dessus de laquelle ils se trouvent : ils constituent un voile assez fin et réfléchissant. Si ce voile se situe au dessus d’une surface sombre, il augmente nettement la réflectivité de la scène. Par contre, au dessus d’une surface déjà fortement réfléchissante, son influence est faible voire négative si les aérosols sont un peu absorbants. C’est-à-dire que, dans ce cas, le voile d’aérosols diminue la réflectivité de la scène au lieu de l’augmenter. Pour s’en convaincre, il suffit de penser à ce qui se passerait si on recouvrait une surface noire ou au contraire une surface très blanche avec quelque chose de gris clair. Les aérosols n’ont donc pas beaucoup d’influence directe dans les régions nuageuses ou au dessus de la neige ou encore des régions désertiques qui sont fortement réfléchissantes. Ils peuvent cependant y absorber plus ou moins fortement le rayonnement solaire. Cette absorption donne lieu à ce que l’on appelle l’effet semi-direct.

60Puisque de l’énergie supplémentaire y est absorbée, la couche dans laquelle les aérosols sont présents se réchauffe ce qui entraîne la disparition d’éventuels nuages ou leur moindre extension. Dans la mesure où les nuages agissent très fortement sur le rayonnement, il y a là une action potentiellement très puissante des aérosols.

6.5.5. Effet indirect des aérosols

  • 19 Comparez la surface d’une sphère de rayon 1m, de volume V = 4πR3 /3 et de surface 4πR2 a la surface (...)

61Les gouttes et les cristaux des nuages se forment toujours par condensation autour de particules de petites dimensions, liquides ou solides. On appelle ces particules des noyaux de condensation. Ce sont, de fait, des aérosols ; leur efficacité, en tant que noyau de condensation, dépend de leur composition chimique et de leur taille. L’idée a été émise, dans les années 70 par Twomey, que les variations de la concentration en aérosols pouvaient influencer la réflectivité des nuages et donc l’albédo régional ou même planétaire. Lorsqu’une parcelle d’air contient trop de vapeur d’eau par rapport à la quantité qu’autorise sa température, c’est-à-dire lorsque sa pression de vapeur d’eau est supérieure à la tension de vapeur saturante, le surplus condense sur les noyaux disponibles et, pour des gouttes sphériques, il se répartit en autant de petites sphères. Toutes les sphères n’ont pas le même volume car il y a des mécanismes qui les font grossir comme les collisions mais pour simplifier, on peut, dans un premier temps faire comme si toutes les sphères étaient identiques. Puisque la quantité d’eau à condenser est fixée, plus il y a de sphères, plus elles sont petites. Le point clé, c’est que la capacité des particules à diffuser ne dépend pas de leur volume mais de la surface qu’elles exposent au rayonnement et que, pour un même volume total (proportionnel à la masse d’eau à condenser), la surface totale de petites sphères est supérieure à celle de grandes sphères19. Pour une même quantité d’eau condensée, les nuages composés de petites particules diffusent donc plus que ceux qui sont composés de plus grosses particules. En augmentant, le nombre de noyaux disponibles, on augmente ainsi la réflectivité des nuages, ainsi une variation du nombre d’aérosols peut conduire à une variation de l’albédo des nuages et la production de sulfates devrait avoir conduit à une augmentation de l’albédo de la planète par l’intermédiaire de celui des nuages.

62Un des points les plus critiques de ce raisonnement est que tous les aérosols ne constituent pas forcément des noyaux de condensation ; cela dépend non seulement de leur composition chimique mais aussi de leurs dimensions. Le deuxième point critique est qu’après la condensation, la dimension des particules nuageuses varie encore beaucoup au cours des mouvements ascendants et descendants auxquels elles sont soumises. On a cependant pu observer des cas dans lesquels le mécanisme jouait de façon très nette, c’est-à-dire que la dimension des particules diminuait bien lorsque le nombre d’aérosols augmentait, il semble bien par ailleurs que, de façon plus générale, les nuages des régions riches en aérosols soient composés de particules plus petites que ceux des régions pauvres. C’est le cas des nuages des régions continentales par rapport aux nuages des régions maritimes et c’est aussi les cas des nuages de l’Hémisphère Nord nettement plus polluée par rapport à ceux de l’Hémisphère Sud. Le problème, c’est qu’il ne suffit pas de vérifier que le mécanisme fonctionne, il faut encore le quantifier. Le forçage radiatif dû à l’effet indirect des aérosols est donc très difficile à estimer. Il est naturellement négatif et on le situe quelque part entre 0 et-2 Wm-2.

6.5.6. Une autre forme de l’effet indirect : l’allongement de la durée de vie des nuages

63Les gouttes des nuages n’ont pas toutes la même dimension, les plus petites sont celles qui viennent de se former, en général près de la base du nuage, ensuite, elles grossissent par divers processus, en particulier par collisions. Il existe donc au sein d’un même nuage des gouttes assez petites et d’autres nettement plus grosses, trop pour que les mouvements de l’air les maintiennent en suspension, elles tombent donc et, sur leur chemin, rencontrent d’autres gouttes plus petites qui, elles, ne tombent pas ou moins vite, elles grossissent encore pour former des gouttes de pluie. Les nuages qui ont l’influence radiative la plus importante doivent avoir une grande persistance, les précipitations n’y sont donc pas fortes. Il ne s’agit donc pas de pluie mais de bruine. Les nuages en question sont essentiellement des stratocumulus (voir paragraphe 5.5). Même si la bruine correspond à un faible taux de précipitation, elle tend à assécher le nuage et à le faire disparaître. La durée de vie des stratocumulus dépend donc de l’intensité des faibles précipitations qu’ils provoquent. Sans que la relation soit absolument directe, lorsque le nombre de gouttes augmente, toutes les gouttes ont tendance à diminuer de volume, toujours pour une même quantité d’eau condensée. Dans ces conditions, la bruine diminue et le nuage a moins tendance à s’assécher, sa durée de vie augmente. Comme les nuages ont un albédo élevé, cela a tendance à augmenter l’albédo des régions en question. L’effet indirect des aérosols, en diminuant la dimension des gouttes conduit donc doublement à augmenter l’albédo : d’une part en augmentant leur réflectivité et d’autre part en augmentant leur durée de vie. Ce deuxième effet indirect est encore plus difficile à chiffrer que le premier.

6.6. Bilan des forçages et essai d’identification de l’influence anthropique

64Il est temps de récapituler et de tenter un bilan des différents forçages naturels ou non et d’essayer de discerner leurs influences respectives. L’exercice n’est pas simple car les marges d’erreur restent considérables.

Figure 23 : estimation des forçages radiatifs naturels et anthropiques depuis le début de l’ère industrielle.

Figure 23 : estimation des forçages radiatifs naturels et anthropiques depuis le début de l’ère industrielle.

Chaque rectangle représente l’estimation moyenne du forçage, les segments représentent les barres d’erreur. Par exemple, le forçage dû à l’effet indirect des aérosols n’a pas de meilleure estimation mais on considère qu’il est très probablement compris entre 0 et – 2 Wm-2. Pour chaque forçage, on a aussi indiqué le degré de compréhension, on estime ainsi que le forçages des gaz à effet de serre est bien maîtrisé et que, donc, l’estimation correspondante est certainement assez fiable, par contre le forçage indirect des aérosols est mal compris et on en donne ici une première estimation très grossière.

D’après IPCC 2001.

  • 20 On estime donc que le résultat devrait se trouver quelque part entre les limites inférieure et supé (...)
  • 21 « Level of scientific understanding » : il faut plutôt comprendre par là la capacité à maîtriser le (...)
  • 22 L’absorption du rayonnement solaire par l’ozone supplémentaire ne change rien fondamentalement : un (...)
  • 23 Il ne s’agit pas de l’effet semi-direct (voir paragraphe 7.3) mais de l’influence directe sur le ra (...)

65La Figure 23 présente une estimation des différents forçages radiatifs, naturels ou non, auxquels le climat a été soumis depuis les débuts de l’ère industrielle. Certains résultats ont déjà été présentés dans les chapitres précédents. En plus de la valeur moyenne du forçage, on a représenté la barre d’erreur correspondante20 et une estimation (high, medium, low, very low) du niveau de compréhension scientifique correspondant21. Par exemple, l’estimation du forçage par les gaz à effet de serre (CO2, CH4, N2O, CFC et dérivés : les halocarbones), est bien comprise ; ce forçage est positif et atteint 2,45 Wm-2 avec une incertitude de 15 %. C’est l’estimation la plus fiable ; les émissions des gaz à effet de serre sont en effet connues avec une assez bonne précision et le calcul de leur influence radiative, c’est-à-dire de leur effet sur l’opacité de l’atmosphère ne pose pas de problème scientifique majeur. Le forçage dû aux variations de la quantité d’ozone est nettement moins bien connu parce que les variations des quantités d’ozone sont moins bien connues. Dans la stratosphère, l’ozone a diminué ; c’est un gaz à effet de serre et sa diminution entraîne une diminution de l’effet de serre correspondant mais l’ozone absorbe aussi le rayonnement solaire UV et visible, l’effet résultant dépend donc de l’altitude des variations. Globalement, le forçage est négatif (-0,15 Wm-2) avec une marge d’erreur de 67 %. L’ozone troposphérique a augmenté du fait de l’activité humaine et pas seulement dans les agglomérations mais la durée de vie de l’ozone dans la troposphère est de quelques semaines et sa distribution est donc très hétérogène. Puisqu’il s’agit d’un gaz à effet de serre, son augmentation résulte en un forçage positif22. Le forçage attribuable à l’effet direct des aérosols dépend de leurs caractéristiques. En premier lieu, puisqu’il s’agit de forçages, on ne considère que ceux dont l’origine est extérieure au système climatique ; on ne considère donc pas les aérosols dont l’origine est naturelle. Le cas des aérosols désertiques est un peu spécial, l’influence humaine a peut être contribué à en augmenter les émissions par l’intermédiaire des modifications apportées aux surfaces et aux couverts végétaux. Dans ce cas, c’est l’influence de la variation de la concentration en aérosols désertiques qui doit être considérée. L’effet direct des aérosols dépend de leurs caractéristiques, en particulier les aérosols absorbants, lorsqu’ils sont situés au dessus de surfaces fortement réfléchissantes en diminuent la réflectivité et, donc, produisent un forçage positif23. C’est le cas de la suie (black carbone) que l’on obtient lors des combustions de charbon, en particulier. Il y a aussi émission de particules de carbone organique qui ne sont pas absorbantes et ont donc un forçage négatif ; c’est aussi le cas pour les feux de biomasse.

66Au total, le forçage des aérosols dû à l’usage des combustibles serait de -0,3 Wm-2 à un facteur 3 près. On serait tenté d’ajouter tous les forçages mais la répartition spatiales des aérosols varie beaucoup suivant le type de particules, il faut donc se garder de cette tentation car les aérosols de combustion et les aérosols désertiques, par exemple, n’agissent pas dans les mêmes zones ; les réactions dynamiques de l’atmosphère à ces forçages peuvent alors être fort différentes. Sauf dans le cas des aérosols issus des émissions de SO2, les mécanismes impliqués restent mal maîtrisés et, surtout, mal quantifiés (très bas niveau de compréhension scientifique). Pour les aérosols minéraux, principalement d’origine désertique, plus exactement pour le forçage induit par la variation de la quantité d’aérosols minéraux du fait de l’activité humaine, le signe même du forçage n’est pas bien établi. L’effet indirect des aérosols conduit certainement à un forçage négatif mais aucune valeur n’en est donnée, on a simplement fixé une limite supérieure à son amplitude (2 Wm-2).

67L’influence humaine sur le climat est donc loin d’être négligeable : la somme arithmétique, des forçages anthropiques identifiés (c’est-à-dire sans tenir compte des signes) est de l’ordre de 5 Wm-2 ce qui représente 2 % de l’énergie solaire absorbée en moyenne. Tous ne jouent pas dans le même sens, certains forçages, celui des aérosols en particulier, sont négatifs ce qui compense partiellement celui des gaz à effet de serre. On en arrive donc à la question posée à la fin du chapitre 4 : ces forçages bien réels ont-ils causé une augmentation discernable de la température de la planète ?

68Pour répondre à cette question il faut (1) détecter une augmentation de température qui ne puisse pas être attribuée à la variabilité naturelle du climat, (2) l’attribuer de façon non ambiguë à l’activité humaine, c’est-à-dire d’une part montrer qu’aucune cause naturelle ne suffit à l’expliquer et, d’autre part, montrer (en pratique par la modélisation) qu’il peut, au contraire, l’être à partir des activités humaines.

69La figure 24 compare donc observations et simulations de l’évolution de la température moyenne de la planète depuis 150 ans. Pour effectuer ces simulations, on a reconstitué à partir des archives disponibles l’évolution des forçages naturels et anthropiques et on les a appliqués à un modèle couplé océan – atmosphère, c’est-à-dire que l’on a modifié régulièrement, au cours du temps simulé, des paramètres du modèle comme par exemple la concentration en CO2, en aérosols etc. Quatre simulations ont été effectuées en modifiant un peu les conditions initiales de façon à vérifier que les résultats obtenus ne correspondaient pas à un cas particulier non significatif. Pour la figure 24a, seuls les forçages naturels ont été introduits, jusque vers 1970, il y a assez peu de différences entre les deux courbes mais depuis, elles divergent très nettement : les forçages naturels n’expliquent pas l’accélération du réchauffement de ces dernières décennies. Dans le cas de la figure 24b, seuls les forçages anthropiques ont été pris en compte (CO2, CH4, N2O, CFCs, aérosols), cette fois, c’est pendant la période 40 – 70 que les deux courbes se séparent nettement, par contre le rythme du réchauffement de ces dernières années est fort bien simulé. Enfin, sur la figure 24c, les deux types de forçages ont été pris en compte, naturels et anthropiques, l’accord entre les deux courbes est, cette fois, très satisfaisant. C’est sur ce type de résultats que s’est appuyé le GIEC pour conclure que le réchauffement observé ne pouvait pas s’expliquer par des causes naturelles et qu’il était donc au moins partiellement dû à l’augmentation de la concentration atmosphérique en gaz à effet de serre.

Figure 24 : comparaison de la variation de la température moyenne planétaire observée (courbe en gris clair) avec la variation reconstituée par un modèle couplé océan – atmosphère soumis à la contrainte des seuls forçages naturels (Soleil, volcans : Figure 24a), des seuls forçages anthropique (gaz à effet de serre, aérosols : Figure 24b), de la somme des deux types de forçage (Figure 24c).

Figure 24 : comparaison de la variation de la température moyenne planétaire observée (courbe en gris clair) avec la variation reconstituée par un modèle couplé océan – atmosphère soumis à la contrainte des seuls forçages naturels (Soleil, volcans : Figure 24a), des seuls forçages anthropique (gaz à effet de serre, aérosols : Figure 24b), de la somme des deux types de forçage (Figure 24c).

Source, IPCC 2001.

Notes

1 La constante solaire est par définition la quantité d’énergie reçue en moyenne annuelle par un m2 perpendiculairement à la direction du soleil. Rigoureusement, elle ne varie donc pas au cours de l’année, son emploi est donc ici un abus de langage.

2 Le mécanisme est le suivant : lorsque le champ magnétique solaire est minimum, les rayons cosmiques de haute énergie sont moins déviés par le vent solaire et pénètrent l’atmosphère terrestre en plus grande quantité. Là, elles produisent du carbone 14 à partir de l’azote de l’air.

3 Judith Lean, Naval Research Laboratory, Washington.

4 La variation des conditions de surface sur les continents peut produire des effets comparables, ce serait le cas, en particulier, de modifications importantes du couvert végétal qui, potentiellement, pourraient modifier radicalement le climat de certaines régions. L’exemple qui vient à l’esprit est la déforestation en Amazonie mais, à la différence de l’océan, la modification serait irréversible à l’échéance de dizaines ou de centaines d’années.

5 Le flux solaire moyen arrivant à la surface dépasse 200 Wm2, l’atmosphère étant très chaude est très riche en vapeur d’eau est donc très absorbante dans l’infrarouge. La surface reçoit donc de l’atmosphère un rayonnement infrarouge thermique important qui compense en grande partie l’émission de la surface. La surface a donc un bilan net positif de près de 200 Wm-2. Cette énergie sert à chauffer la couche supérieure de l’océan (au dessus de la thermocline) et sert à l’évaporation. Pour fixer les idées, s’il n’y avait pas d’évaporation, ce flux permettrait d’augmenter de 1 ° C la température d’une colonne d’eau de 100 m d’épaisseur en 3 semaines environ.

6 Pour équilibrer les pressions, il faut une épaisseur plus grande d’une eau plus chaude donc moins dense. Notez que l’eau est également moins dense du fait de l’abondance des précipitations à l’Ouest qui diminuent la salinité des eaux de surface.

7 Sir Georges Walker (1868 – 1958) fut Directeur de la Météorologie des Indes de 1903 à 1924 et c’est en s’intéressant à la mousson indienne et à sa variabilité qu’il a trouvé que les pressions de Darwin et de Tahiti était très fortement corrélées : en général, une augmentation de la pression à Darwin s’accompagne d’une diminution de celle de Tahiti et réciproquement.

8 Imaginez une bassine d’eau, vous la portez à hauteur de votre bouche et vous soufflez parallèlement à la surface ; l’eau s’accumulera du côté opposé. Imaginez que vous arrêtiez de souffler, l’eau reviendra vers vous.

9 Une onde, c’est la propagation d’un mouvement de proche en proche sans propagation de matière. Ce n’est donc pas l’eau de la warm pool qui atteint les côtes Péruviennes mais l’onde propage l’enfoncement de la thermocline, le réchauffement des eaux de surface et l’élévation du niveau de la mer.

10 Voir le site du CNES : http://www.cnes.fr/activites/observation/1frame_index.htm

11 Le courant jet correspond à une zone de forts vents d’Ouest (jusqu’à 300 km/h localement) située vers le sommet de la troposphère, à une altitude de l’ordre de 10 à 15km. On en identifie deux : le jet polaire et le jet subtropical. Ils résultent du fort gradient de température qui existe entre les masses d’air : air polaire et air des latitudes moyennes pour le jet polaire, air tropical et air des latitudes moyennes pour le jet subtropical. Ces deux courants jets ondulent lentement autour de la planète, la longueur d’onde, c’est-à-dire la distance qui sépare deux maximum d’excursion vers les pôles de l’air chaud (ou réciproquement, celle qui sépare deux maximums d’excursion de l’air froid vers l’équateur) est de l’ordre de 5000 km. Leur intensité est maximum en hiver. Les courants jets jouent un rôle essentiel dans le développement et l’entretien des perturbations et des tempêtes.

12 Cette onde a la même cause que celle qui a initié El Nino mais un effet inverse. Elle s’est initialement déplacée vers l’Ouest et s’est réfléchie sur les côtes à l’Ouest du bassin, son trajet est donc plus long et elle se déplace plus lentement, d’où ce décalage de 12 à 18 mois.

13 Un forçage radiatif se mesure en Wm-2, pour chauffer ou refroidir une grande masse d’air ou d’eau et influencer notablement le climat, il faut beaucoup d’énergie, c’est-à-dire beaucoup de m2 et beaucoup de secondes. Dans ce cas, un faible forçage pourra avoir de grandes conséquences climatiques.

14 Au dessus des régions polaires, la concentration en aérosols bien que nettement moindre qu’à l’équateur était telle que le trou de l’ozone a atteint des valeurs record. En effet, les aérosols ont servi de support à la destruction des CFC et à la libération du chlore qui, à son tour, a servi de catalyseur pour la destruction de l’ozone.

15 La diffusion de la lumière par les aérosols volcaniques est la cause de couchers (ou de levers) de soleil particulièrement spectaculaires car les aérosols qui forment en fait un voile très fin sont éclairés de façon rasante par la lumière du soleil qui, à ce moment, est rouge essentiellement. Ils apparaissent nettement parce que les rayons du soleil les traversent sur plusieurs centaines de km et sur un fond rougeoyant ce qui fait un assez joli spectacle. Le phénomène est connu depuis longtemps puisque Benjamin Franklin déjà attribuait à une éruption volcanique des couchers de soleil de ce type.

16 Interaction Aérosols Nuages Rayonnement, Ecole d’Été CNES-CNRS-Méteo France, La Londe Les Maures, septembre 2001.

17 L’épaisseur optique mesure l’atténuation du rayonnement solaire direct. Dans le cas présent, les autres causes d’atténuation ont été estimées, l’épaisseur mesurée est donc due aux aérosols. Pour un modèle d’aérosols donné, elle est directement proportionnelle à la concentration et à l’épaisseur de la couche.

18 http://smsc.cnes.fr/POLDER/.

19 Comparez la surface d’une sphère de rayon 1m, de volume V = 4πR3 /3 et de surface 4πR2 a la surface totale de deux sphères de volume V/2, c’est-à-dire de rayon R/(2)1/3.

20 On estime donc que le résultat devrait se trouver quelque part entre les limites inférieure et supérieure, par exemple, entre 2,15 et 2,75 Wm-2 pour le forçage des gaz à effet de serre.

21 « Level of scientific understanding » : il faut plutôt comprendre par là la capacité à maîtriser les différents aspects du problème et à les quantifier pour les modéliser.

22 L’absorption du rayonnement solaire par l’ozone supplémentaire ne change rien fondamentalement : un peu de rayonnement est absorbé dans l’atmosphère au lieu de l’être à la surface, mais pour la planète, le bilan est le même.

23 Il ne s’agit pas de l’effet semi-direct (voir paragraphe 7.3) mais de l’influence directe sur le rayonnement absorbé par la planète.

Table des illustrations

Titre Figure 15 : variation au cours des derniers 150000 ans, de la teneur en méthane (en haut), de la concentration en gaz carbonique (au centre) et de l’anomalie de température sur le plateau Antarctique (l’anomalie est définie comme la différence entre la température actuelle, environ – 55° C, et celle de l’époque).
Crédits adaptée de Raynaud et al., 1993. Source : http://www.ens-lyon.fr/​Planet-Terre/​Infosciences/​Climats/​Historique/​Cours-Climat/​Images/​pages/​fig9_gif.htm).
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52816/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 104k
Titre Figure 16 : évolutions temporelles d’un système linéaire et d’un système chaotique.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52816/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 28k
Titre Figure 17 : schématisation de la circulation de l’océan et de l’atmosphère dans le Pacifique tropical (cellule de Walker)
Crédits Image NOAA.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52816/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 52k
Titre Figure 18 : progression vers l’Est de l’anomalie positive du niveau de la mer associée à l’événement El Nino 97. Observations du satellite TOPEX – POSEIDON
Crédits expérience CNES – NASA, d’après http://www.cnes.fr/​activites/​programmes/​topex/​1elnino.htm.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52816/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 76k
Titre Figure 19 : schématisation de la circulation de l’océan et de l’atmosphère dans le Pacifique tropical dans le cas d’El Nino.
Crédits Image NOAA.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52816/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 60k
Titre Figure 20 : anomalies des précipitations annuelles pendant El Nino 97 – 98.
Légende Les zones en gris foncé, à l’ouest du Pacifique, correspondent à un déficit, les zones en gris clair, à l’Est, correspondent à un surplus de précipitations.
Crédits Source : WMO statement on the status of the Global Climate in 1997, image NOAA.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52816/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 96k
Titre Figure 21 : épaisseur optique17 des aérosols mesurée par l’instrument POLDER (expérience franco-japonaise CNES/NASDA)18.
Légende La méthode utilisée ici ne permet pas d’observer les aérosols au dessus des continents.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52816/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 112k
Titre Figure 22 : répartition géographique de la taille des aérosols déterminée pour le mois de novembre 96 par l’instrument POLDER (coopération CNES – NASDA).
Légende Les plus petites particules apparaissent en clair. Il n’y a pas de données disponibles aux hautes latitudes. On notera les régions fortement polluées de l’Asie du Sud Est et les panaches issus d’incendies entre Madagascar et l’Afrique.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52816/img-8.jpg
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Titre Figure 23 : estimation des forçages radiatifs naturels et anthropiques depuis le début de l’ère industrielle.
Légende Chaque rectangle représente l’estimation moyenne du forçage, les segments représentent les barres d’erreur. Par exemple, le forçage dû à l’effet indirect des aérosols n’a pas de meilleure estimation mais on considère qu’il est très probablement compris entre 0 et – 2 Wm-2. Pour chaque forçage, on a aussi indiqué le degré de compréhension, on estime ainsi que le forçages des gaz à effet de serre est bien maîtrisé et que, donc, l’estimation correspondante est certainement assez fiable, par contre le forçage indirect des aérosols est mal compris et on en donne ici une première estimation très grossière.
Crédits D’après IPCC 2001.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52816/img-9.jpg
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Titre Figure 24 : comparaison de la variation de la température moyenne planétaire observée (courbe en gris clair) avec la variation reconstituée par un modèle couplé océan – atmosphère soumis à la contrainte des seuls forçages naturels (Soleil, volcans : Figure 24a), des seuls forçages anthropique (gaz à effet de serre, aérosols : Figure 24b), de la somme des deux types de forçage (Figure 24c).
Crédits Source, IPCC 2001.
URL http://books.openedition.org/septentrion/docannexe/image/52816/img-10.jpg
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