Le climat actuel fait l’objet d’intenses débats en raison des implications économiques et sociétales du réchauffement climatique. Les gaz à effet de serre, principalement le dioxyde de carbone, mais également d’autres gaz plus rares mais à forte capacité d’absorption des radiations à longues ondes réémises par la Terre, sont accusés de jouer un rôle important dans le changement climatique anthropique. Cependant, l’impact anthropique réel sur la température globale est mal connu en raison des boucles de rétroaction et des effets non linéaires.

Ici, on se focalise sur les cycles naturels ainsi que la composante anthropique de la température de surface. Cette dernière est déduite de la température de surface instrumentale à laquelle est retranchée la composante naturelle tirée d’observations de la surface des océans à des endroits bien particuliers des 5 gyres océaniques subtropicaux. La principale rétroaction responsable d’effets amplificateurs est déduite de la répartition latitudinale et longitudinale de la réponse de la température de surface au forçage anthropique, ce qui fait intervenir les différents types de climats (Pinault, 2018e).

Sommaire

• Cycles climatiques naturels
• Spatialisation des réponses thermiques anthropiques et naturelles
• Régions soumises à l’oscillation des précipitations dans la bande 5-10 ans
• Régions soumises à un régime de précipitation annuel
• Le niveau d’émission du rayonnement sortant à ondes longues dans les bandes d’absorption saturées de la vapeur d’eau
• L’adiabate humide
• Variations latitudinales de la réponse climatique au forçage anthropique
• Variations longitudinales de la réponse climatique au forçage anthropique
• Forçage anthropique en bref

Cycles climatiques naturels

Comme nous allons le voir, si l’on ignore dans un premier temps l’impact anthropique sur le climat, la variabilité naturelle de la température de surface des continents peut se déduire de la variabilité de certaines anomalies de la température de surface des océans (SST) représentatives des échanges thermiques entre les océans et les continents. La contribution océanique à la température globale est obtenue à partir d’une combinaison linéaire de ces anomalies de température de surface de la mer. La contribution océanique à la température globale peut être formellement identifiée après 1870, date à laquelle les données sont disponibles et avant que l’impact anthropique ne soit perceptible.

L’impact sur le climat de la perturbation de la surface de la mer ΔT, qui reflète la persistance du gradient thermique vertical, renforce ou au contraire réduit l’évaporation. Cela résulte d’instabilités baroclines atmosphériques pouvant conduire à la formation de systèmes cycloniques. Étant donné que les instabilités barocline de l’atmosphère sont plus actives lorsque les cyclones/anticyclones résultants sont stimulés et guidés par les courants-jets subtropicaux, les anomalies SST se situent aux hautes latitudes des gyres, autour de 40 °. Elles doivent être représentatives des ondes de Rossby gyrales de longue période, qui correspondent à des modes subharmoniques élevés, afin de traduire avec précision la persistance de leurs répliques continentales.

Par conséquent les zones représentatives de la signature océanique de la température globale doivent être choisies aux hautes latitudes des cinq gyres subtropicaux. La perturbation ΔT représentée par les anomalies de la SST, moyennée sur chaque zone, est déduite de la température de la surface terrestre. La signature océanique résultante de la température globale est obtenue en faisant la moyenne pondérée des anomalies SST dans les cinq gyres subtropicaux. Les poids indiquent l’incidence sur la température globale des gyres correspondants, c’est-à-dire qu’ils sont approximativement proportionnels aux aires des continents impactés par chacun des gyres.

Certaines régions continentales sont directement touchées par les échanges thermiques entre les océans et les continents. On peut associer à ces régions continentales des anomalies SST particulières en analysant conjointement, à la fois dans l’espace et le temps, les oscillations de la température de surface et les précipitations dans la bande 5 – 10 ans. Cette méthode permet de représenter les zones continentales sujettes à une telle oscillation de la pluie, à partir de laquelle les signatures des anomalies de SST et de hauteur de pluie peuvent être associées sans ambiguïté. Ceci est rendu possible en raison de la sélectivité des anomalies de la SST et de la hauteur de pluie dans cette bande. Les anomalies SST actives sont localisées sur les ventres internes des Ondes de Rossby Gyrales (là où la thermocline oscille) pour les modes subharmoniques pertinents. Les principales zones sujettes à l’oscillation des précipitations aux latitudes moyennes où la condensation / précipitation de la vapeur d’eau libère la chaleur latente sont le sud-ouest de l’Amérique du Nord, le Texas, le sud-est et le nord-est de l’Amérique du Nord, le sud du Groenland, l’Europe centrale et occidentale, l’ouest de l’Asie, la région de Río de la Plata, l’Australie du sud-ouest et du sud-est et l’Asie du sud-est.

Cependant, les anomalies SST dans la bande 5 – 10 ans sont représentatives des échanges à court terme entre les océans et les continents résultant de la résonance des Ondes de Rossby Gyrales pour les faibles modes subharmoniques, et leurs empreintes thermiques continentales sont évanescentes. Pour ces raisons, les zones représentatives des anomalies de SST sur les ventres internes de longue période, qui correspondent à des modes subharmoniques élevés, doivent être judicieusement sélectionnées pour représenter avec précision la persistance des empreintes thermiques continentales. La précision des anomalies SST moyennées sur de telles zones nécessite que celles-ci soient aussi petites que possible pour ne pas intégrer les échanges à court terme dont la signature est masquée par des échanges à long terme. Les échanges à court terme et à long terme sont régis respectivement par les Ondes de Rossby Gyrales de courte et longue longueur d’onde. Les ventres internes des Ondes de Rossby Gyrales de courte longueur d’onde s’étendent  d’où le courant de bord ouest quitte la côte jusqu’à la bifurcation du courant du gyre entraîné par le vent et du courant de dérive quittant le gyre. Les ventres internes des Ondes de Rossby Gyrales de grande longueur d’onde s’étendent tout autour des gyres, de sorte que les zones représentatives des échanges persistants sont nécessairement situées à l’est des ventres internes de courte période.

Les zones présélectionnées sont considérées comme représentatives des échanges thermiques dans l’état perturbé du système climatique global lorsque la perturbation océanique ΔT, c’est-à-dire la moyenne pondérée des anomalies SST sur les cinq gyres subtropicaux, est une réplique de la température globale instrumentale. Cela peut être fait avant que la température globale ne soit soumise au réchauffement anthropique. Ensuite, la contribution anthropique nette dans la température globale peut être estimée en soustrayant de cette dernière la somme pondérée des anomalies de la température de surface de la mer. En fait, les contributions des anomalies SST sont estimées en utilisant la méthode des moindres carrés, c’est-à-dire en minimisant la somme des carrés des différences entre la température globale instrumentale et la somme pondérée des anomalies SST dans un intervalle de temps pertinent, la somme des poids étant un.

Les signatures océaniques présentent des comportements particuliers selon les gyres. Dans la figure, la température de surface instrumentale est comparée à la somme pondérée des anomalies SST w_NANA+w_NPNP+w_SASA+w_SPSP+w_SISI où les poids sont w_NA=0,50, w_NP=0,17, w_SA=0,15, w_SP=0,13, w_SI=0,05. Des différences systématiques sont observées. Au-delà de 1970, les écarts mettent en évidence la contribution du réchauffement anthropique. Avant 1900, ils reflètent des erreurs systématiques sur les mesures.

La contribution de la composante naturelle dans la bande 48-96 ans, dont l’amplitude de variation est de 0,3 ° C, est significative ainsi que celle dans la bande 192-576 ans, qui varie entre ± 0,1 ° C. Dans la bande 96-192 ans elle est associée au cycle solaire de Gleissberg.

Spatialisation des réponses thermiques anthropiques et naturelles (Pinault, 2018e)

Les poids associés aux anomalies SST qui représentent au mieux les températures de surface spatialisées Ts sont estimés en utilisant la même méthode des moindres carrés que celle expliquée précédemment. Ici, l’intervalle de temps à partir duquel l’ajustement est effectué est 1940-1970, pour lequel les poids sont les plus précis et les plus représentatifs du forçage naturel lorsque les températures de surface sont considérées individuellement à la maille 5 ° × 5 °. Ce choix permet de minimiser le bruit de la composante naturelle de la température. Cependant, l’estimation de la contribution de la réponse anthropique dans Ts en soustrayant de cette dernière la somme pondérée des anomalies SST dépend très peu de l’intervalle de temps, 1900-1970 ou 1940-1970.

La réponse de la température au forçage radiatif naturel présente une faible variabilité spatiale dans les deux hémisphères. Dans l’hémisphère nord, c’est parce que les températures en 2015 des océans Atlantique et Pacifique sont proches (l’augmentation de la température depuis 1970 dans le Pacifique est légèrement inférieure à celle de l’Atlantique). L’influence du Pacifique est visible en Asie centrale alors que l’Amérique du Nord et l’Europe sont plutôt influencées par l’Atlantique. L’hémisphère sud reflète l’influence de l’océan Indien plus chaud que les deux autres océans. Partout la réaction thermique naturelle est positive car toutes les signatures océaniques augmentent depuis les années 1970. L’augmentation est surtout visible en Amérique du Nord et au nord de 60 ° N, où elle atteint 0,6 ° C.

En plus de la réponse naturelle, la réponse anthropique de la température de surface instrumentale Ts montre une variabilité spatiale considérable. Inférieure à 0,8 ° C et même à 0,5 ° C en Australie, dans le sud de l’Amérique du Sud, dans l’est de l’Amérique du Nord, dans le nord et l’ouest de l’Europe et en Asie du Sud-Est, elle dépasse 2 ° C en l’Europe de l’Est, en Russie, au Kazakhstan, en Mongolie, à l’est de l’Amérique du Nord et l’est du Brésil, en Afrique de l’Est, en l’Angola, en Namibie et même plus de 2,5 ° C au nord de 70 ° N. au nord de 70 ° N. Cette grande disparité interroge sur la nature de la boucle de rétroaction positive responsable de cette amplification dans certaines régions, en présentant à la fois une variabilité latitudinale et longitudinale.

Régions soumises à l’oscillation des précipitations dans la bande 5-10 ans

La distribution des régions extra tropicales à faible impact anthropique coïncide avec celles soumises à l’oscillation des précipitations dans la bande 5-10 ans. Sur le continent nord-américain, ce sont principalement les régions de l’est et du sud-ouest des États-Unis. En Amérique du Sud, cela concerne les pays du nord ainsi que l’est et le sud de l’Argentine. En Europe, il s’agit du sud du Groenland et des pays de l’ouest et du nord. En Afrique, l’oscillation concerne le nord du Maghreb et l’Afrique du Sud. En Océanie, l’oscillation est observable presque partout.

Aux latitudes moyennes, l’oscillation des précipitations dans la bande 5-10 ans caractérise les régions soumises à une forte influence océanique. Autrement dit les systèmes cycloniques qui parcourent ces régions ont une origine océanique. Dans la ceinture équatoriale, l’oscillation des précipitations résulte d’ondes de Rossby et de Kelvin atmosphériques. Ces régions sont peu impactées par le forçage anthropique.

Régions soumises à un régime de précipitation annuel

Les zones qui sont soumises à une forte variabilité latitudinale du forçage anthropique se caractérisent par une amplitude élevée de l‘oscillation des précipitations dans la bande de 0,5 à 1,5 ans, présentant une forte saisonnalité. La distribution annuelle des précipitations montre un pic à la fin de l’été boréal et austral, c’est-à-dire lorsque la différence entre la température de l’air en altitude et la température de la surface est la plus grande, ce qui conduit au potentiel d’instabilité le plus important.

Les régions les plus affectées par le forçage anthropique sont les régions polaires. Puis viennent les régions soumises aux systèmes cycloniques sur les grandes masses continentales aux latitudes tempérées. Les précipitations se concentrent principalement pendant les mois les plus chauds. Les systèmes cycloniques se produisent en mai-juin dans l’ouest de la Sibérie, en juillet-août dans l’est et dans la région extrême-orientale de la Sibérie, en août en Mongolie et en Chine centrale, en juin-juillet dans le centre du Canada, en août dans le sud-ouest du Canada et le centre des États-Unis en mai-juin dans le nord et l’est du Canada et en mars-avril au Québec. Seules quelques régions du Pacifique, dans les montagnes au nord-ouest de l’Amérique du Nord, en Iran, dans le nord de l’Irak, en Turquie, en Afghanistan, au Pakistan, en Asie centrale et à l’est de la baie d’Hudson, affichent un maximum hivernal des précipitations.

Dans la zone de convergence intertropicale, les régions de mousson ou soumises aux cyclones tropicaux sont peu impactées par le réchauffement anthropique, c’est-à-dire l’Amérique centrale, l’Afrique de l’Ouest, l’Inde et l’Asie du Sud-Est.

La hauteur d’émission du rayonnement sortant à ondes longues dans les bandes d’absorption saturées de la vapeur d’eau (H_OLR^H2O-sat): Pinault, 2020

L’analogie entre l’efficacité du forçage anthropique et le régime de précipitation suggère que les systèmes cycloniques donnent lieu à des rétroactions qui se produisent lorsque l’atmosphère devient instable. D’où un phénomène d’amplification du système climatique au forçage anthropique, à la suite d’une rétroaction positive.

La convection thermique redistribue l’humidité et homogénéise la température dans la couche de 0 à environ 4,3 km. C’est à cette altitude qu’est émis le rayonnement diffus (rayonnement thermique) dans l’espace, responsable de l’effet de serre. En effet, au sein de cette couche convective toute émission infrarouge depuis la surface de la terre dans les bandes d’absorption de H2O est réabsorbée ou diffusée. Ceci est la conséquence de la saturation des deux bandes d’absorption aux alentours de 8 et 25 µm. La température de l’enveloppe de la couche convective opaque est 260 K comme le montre le spectre infrarouge de la terre vu de l’espace, ce qui correspond à 4,3 km d’altitude environ.

De l’altitude à partir de laquelle le rayonnement thermique s’échappe vers l’espace dépend le forçage radiatif. Celui-ci est d’autant plus important que l’altitude augmente, la surface d’émission devenant plus froide, ce qui réduit les pertes d’énergie vers l’espace : davantage d’énergie thermique reste confinée dans la couche convective.

Ces résultats renforcent l’idée que la réponse climatique est étroitement liée au flux radiatif au sommet de la couche convective. La seule façon en effet d’expliquer la distribution spatiale de la réponse thermique anthropique est d’attribuer un rôle moteur à l’effet d’amplification de cette couche convective opaque vis-à-vis des infrarouges émis dans les deux bandes d’absorption de H2O, ce qui implique l’ évolution dans l’espace et dans le temps des gradients thermiques adiabatiques.

L’adiabate humide

Les systèmes cycloniques se développent de manière différente dans les régions aux régimes de précipitation annuels et pluriannuels.

• Dans les régions aux régimes de précipitation annuels les systèmes cycloniques se produisent surtout à la fin de l’été lorsque la différence de température entre la surface et les hautes couches de la troposphère est maximale (figure a).
• Dans les régions aux régimes de précipitation pluriannuels les systèmes cycloniques résultent d’anomalies thermiques de surface des océans produites par des ondes de Rossby aux hautes latitudes des 5 gyres subtropicaux (figure b).

Schéma idéalisé a) du gradient thermique adiabatique sur les régions continentales au milieu de l’été (en noir) et à la fin de l’été (en rouge) – b) du gradient thermique adiabatique au-dessus d’une anomalie thermique océanique positive (en rouge) et au-dessus de l’océan environnant (en noir) – SAT = température de l’air en surface, SST = température de la surface de la mer, T_z=0 = adiabate humide à l’altitude z=0, ∆T = anomalie SST (en supposant un équilibre thermique à l’interface océan-atmosphère), CCL = niveau de condensation convectif, LFC = niveau de libre convection, H_OLR^H2O-sat = hauteur d’émission du rayonnement sortant à ondes longues dans les bandes d’absorption saturées de la vapeur d’eau, CIN = inhibition convective, CAPE = énergie potentielle convective disponible – la trajectoire d’une parcelle d’air ascendante est en vert

La façon de rendre l’atmosphère instable est basée sur les propriétés de l’adiabate humide lorsque l’air monte au niveau de la convection libre. Considérons comme une perturbation une petite augmentation de la température de l’atmosphère résultant du forçage radiatif induit par l’augmentation des émissions anthropiques. La réponse de l’atmosphère à cette perturbation dépend du comportement de la dérivée du gradient adiabatique humide en fonction de la température T_z=0.

Sous l’effet de l’augmentation de T_z=0, le système climatique est d’autant plus perturbé que l’augmentation de la CAPE est importante, par rapport à l’état non perturbé. L’augmentation relative minimale de la CAPE en fonction de T_z=0 aux niveaux pour lesquels la pression atmosphérique est de 80 et 100 kPa est représentée graphiquement. C’est le rapport du déplacement du gradient thermique adiabatique humide pour une augmentation de 1 ° C de T_z=0 sur l’écart entre les gradients thermiques adiabatiques humide et sec. Lorsque T_z=0 est d’environ -40 ° C, les gradients thermiques adiabatiques humide et sec sont confondus de sorte que la CAPE est extrêmement sensible au réchauffement de l’atmosphère qui sépare les deux gradients thermiques adiabatiques lorsque T_z=0 augmente. Aux basses températures, l’augmentation relative de la CAPE reste proche de la valeur minimale car l’adiabate environnemental est très contraint alors que cela constitue une limite inférieure à des températures plus élevées, la valeur réelle dépendant largement du type de climat considéré. L’adiabate environnemental est soumis à une forte saisonnalité dans la zone de convergence intertropicale. En hiver, il s’approche de l’adiabate sec aux latitudes des chevaux dans la branche descendante sèche de la cellule de Hadley. Par conséquent, l’instabilité de l’atmosphère atteint son maximum, d’où la convection humide et profonde et la branche ascendante de la cellule de Hadley qui encercle la Terre près de l’équateur météorologique. Par conséquent, l’augmentation relative de la CAPE qui résulte d’une augmentation de T_z=0 est très faible, proche de sa valeur minimale.

Cette représentation explique la forte influence de la latitude sur l’efficacité du forçage anthropique, qui comprend l’amplification arctique et la neutralité équatoriale pour laquelle la rétroaction positive est faible. De plus, la sensibilité de la CAPE à l’augmentation de Tz=0 augmente avec l’altitude.

Augmentation minimale de la différentielle de la CAPE à deux altitudes correspondant à un accroissement de 1 ° C de T_(z=0).

Pour T_z=0 <-10 ° C, la hauteur de convection augmente presque proportionnellement à la perturbation de la température. En effet, concomitamment à l’augmentation de l’énergie disponible pour la convection, une augmentation de H_OLR^H2O-sat renforce le forçage radiatif car les rayonnements thermiques sortants sont réduits. Ainsi, une boucle de rétroaction positive se produit, fixant un nouveau H_OLR^H2O-sat. Pour T_z=0 ≥0 ° C, la hauteur de convection est beaucoup moins sensible à la perturbation de la température. Une situation intermédiaire se produit lorsque -10 ° C≤T_z=0 <0 ° C.

L’écart entre la SAT et la température T_z=0 de l’adiabate humide à l’altitude z = 0 dépend de l’altitude du niveau de condensation convectif. La SAT au sol ou au niveau de la mer peut être beaucoup plus élevée que T_z=0, en particulier aux basses latitudes où l’écart entre les adiabates sec et humide est maximum. En revanche, aux latitudes élevées, les adiabates sec et humide sont proches de sorte que la SAT est proche de T_z=0.

Variations latitudinales de la réponse climatique au forçage anthropique

En ce qui concerne les variations latitudinales de la température de surface (SAT) en réponse au forçage anthropique, elles atteignent leur maximum près des pôles, dépassant 2,5 °C. À la fin de l’été, la SAT est aux alentours de -30 °C (T_z=0∿-30 °C) dans l’Arctique, encore moins dans l’Antarctique. Une augmentation ΔT de la perturbation de la température induit le soulèvement de H_OLR^H2O-sat et la rétroaction positive concomitante.

Entre 30 ° N et 60 ° N et entre 20 ° S et 40 ° S, la réponse de la SAT au forçage anthropique peut atteindre 1,5 ° C. À la fin de l’été, la SAT tourne autour de 20 ° C (T_z=0 ∿10 ° C) et le réchauffement se traduit par une augmentation relative de la CAPE qui est significative de sorte que la convection humide est renforcée.

Entre 30 ° N et 20 ° S, la réponse de la SAT au forçage anthropique est généralement inférieure à 0,5 ° C. À la fin de l’été, la SAT tourne autour de 30 ° C (T_z=0 ∿18 ° C). L’augmentation relative de la CAPE est faible.

Un problème reste en suspens concernant le comportement de l’Antarctique, qui diffère de celui de l’Arctique. Bien que l’Antarctique soit plus froid que l’Arctique, le premier se réchauffe moins rapidement que le second, ce qui contredit ce qui a été exposé précédemment. Cela suggère que, dans l’Antarctique, la plupart du temps, le niveau de condensation convective est suffisamment élevé pour empêcher tout processus convectif humide de se produire de sorte que les propriétés de l’adiabate humide ne s’appliquent pas ici.

Variations longitudinales de la réponse climatique au forçage anthropique

La variation longitudinale de la réponse de la SAT au forçage anthropique est imputable à l’influence océanique résultant des instabilités baroclines atmosphériques induites par les ondes de Rossby aux hautes latitudes des gyres subtropicaux, près de 40 °N dans l’Atlantique Nord et le Pacifique Nord, 40 °S dans le Pacifique Sud et 30 °S dans l’Atlantique Sud et l’océan Indien Sud. Contrairement aux zones continentales, aucune instabilité saisonnière ne se produit ici, mais des cycles interannuels sont observés en relation avec les anomalies thermiques de surface. Les instabilités baroclines océaniques ne résultent plus d’un changement du gradient thermique environnemental. Ici, l’anomalie thermique à la surface de l’océan renforce les processus d’évaporation, ce qui abaisse le niveau de convection libre (figure b). Par conséquent, la CAPE est bien inférieure à celle des zones continentales à la fin de l’été.

La SST est comprise entre 15 et 20 ° C tout au long de l’année, quel que soit l’hémisphère. En supposant l’équilibre thermique à l’interface océan-atmosphère, la température de surface T_z=0 de l’adiabate humide à l’altitude z = 0 est de l’ordre de 8-12 ° C. Par conséquent, la hauteur  H_OLR^H2O-sat n’est que légèrement modifiée à l’état perturbé car la variation relative de la CAPE est faible. Ainsi la réponse de la SAT à la perturbation de la température est également faible.

Les principales zones impactées par les systèmes cycloniques d’origine océanique, donc peu affectées par le forçage anthropique sont : a) le sud-ouest de l’Amérique du Nord; b) Texas; c) Sud-est de l’Amérique du Nord; d) Nord-Est de l’Amérique du Nord; e) Sud du Groenland; f) Europe et Asie centrale et occidentale; g) la région du Río de la Plata; (h) Australie du Sud-Ouest et du Sud-Est, et (i) Asie du Sud-Est.

Forçage anthropique en bref

À partir d’adiabates environnementaux idéalisés déduits des régimes de précipitations à l’échelle planétaire, nous avons montré comment la hauteur  H_OLR^H2O-sat réagit à une petite perturbation de la température de l’atmosphère résultant du forçage radiatif due à l’augmentation des émissions anthropiques. Cela génère une boucle de rétroaction positive, conduisant à l’amplification des effets du forçage.

Des systèmes cycloniques peuvent se développer à méso-échelle ou à l’échelle synoptique. Pendant ces périodes d’instabilité, la perturbation du système climatique s’exerce avec le réchauffement concomitant de la surface. Ainsi, la réponse de la SAT au forçage anthropique se révèle être le résultat d’une succession d’événements avec des  échanges thermiques surface-atmosphère asymétriques.

La réponse de H_OLR^H2O-sat diffère selon que les instabilités atmosphériques ont une origine continentale ou océanique. Elle dépend fortement de la température de l’atmosphère dans le premier cas et la réponse à une petite perturbation de température est d’autant plus élevée que l’atmosphère est plus froid. En revanche, la réponse est presque insensible à la perturbation de la température lorsque les instabilités ont une origine océanique. Cela a permis d’interpréter la distribution latitudinale et longitudinale de la réponse de la SAT au forçage anthropique.

Quel que soit l’emplacement sur la planète, en première approximation la linéarité entre :

1. la perturbation du bilan radiatif de la Terre résultant de l’augmentation des émissions anthropiques
2. le déplacement vertical de H_OLR^H2O-sat sous l’effet de la boucle de rétroaction positive qui en résulte
3. la variation de la SAT

permet de prédire l’évolution du système climatique en fonction du futur forçage anthropique à partir de la sensibilité de la réponse de la Terre au forçage anthropique observé depuis 1970.

Cependant, cela n’est applicable que dans le contexte limité d’un système climatique qui reste peu modifié. Ce n’est pas le cas lorsque les calottes polaires fondent. La boucle de rétroaction positive réagit en synergie avec la réduction de l’albédo due à la fonte de la banquise en été.

A partir des compositions isotopiques de l’oxygène stable des spéléothèmes, l’évolution de l’oscillation des précipitations à long terme au cours de l’Holocène peut être reconstituée. Cette étude met en évidence la quasi-résonance de la migration vers l’équateur de la Zone de Convergence Inter Tropicale (ZCIT) estivale durant l’Holocène, en raison de la diminution progressive du gradient thermique entre les basses et hautes latitudes des gyres. Le décalage latitudinal de la ZCIT d’été et la contraction de la cellule de Hadley en réponse aux changements du gradient thermique est de la plus haute importance pour prédire l’expansion des déserts résultant de la fonte de la banquise due au réchauffement anthropique.

Glossaire

La zone de convergence intertropicale, ou ITCZ, est la région qui fait le tour de la Terre, près de l’équateur, où les alizés des hémisphères nord et sud se rejoignent. La cellule de Hadley représente la circulation atmosphérique tropicale à l’échelle mondiale avec de l’air s’élevant près de l’équateur, s’écoulant vers les pôles à une hauteur de 10 à 15 kilomètres au-dessus de la surface de la terre, descendant dans les régions subtropicales, puis revenant vers l’équateur près de la surface.

Les courants-jets sont des vents rapides d’altitude soufflant d’ouest en est. Empruntant un trajet courbe et sinueux, ils jouent un rôle majeur dans la circulation atmosphérique car ils participent à la formation des anticyclones et dépressions aux latitudes moyennes, qui se déplacent ensuite sous ces courants d’air puissants.

Les boucles de rétroaction positives amplifient les modifications d’un système dynamique; cela tend à éloigner le système de son état d’équilibre et à le rendre plus instable. Les rétroactions négatives ont tendance à amortir les modifications; cela tend à maintenir le système dans un état d’équilibre le rendant plus stable.

Le gradient thermique adiabatique est, dans l’atmosphère terrestre, la variation de température de l’air avec l’altitude (autrement dit le gradient de la température de l’air). Adiabatique signifie qu’une masse d’air n’échange pas de chaleur avec son environnement (autres masses d’air, relief). Si l’on exclue la condensation (formation de nuages et précipitations) et la vaporisation, le gradient thermique de l’atmosphère ne dépend que de la pression.

Le gradient thermique adiabatique humide indique de quelle manière la température d’une parcelle d’air saturé diminue à mesure que la parcelle est soulevée dans l’atmosphère. Le gradient thermique adiabatique humide n’est pas une constante comme le gradient thermique adiabatique sec mais dépend de la température de la parcelle et de la pression.

Les flux thermiques qui ont un impact sur la température de surface du système climatique perturbé sont asymétriques selon qu’il s’agit de flux entrants ou sortants. Les flux entrants réchauffent la surface de la Terre quasi-instantanément car l’énergie thermique accumulée lorsque le système climatique est perturbé par le forçage radiatif est partiellement piégée jusqu’ à H_OLR^H2O-sat. Un équilibre thermique transitoire entre la surface et l’atmosphère se produit rapidement en raison des précipitations et des flux thermiques sensibles résultant des systèmes cycloniques. En revanche, lorsque l’atmosphère redevient stable, les échanges thermiques qui font que la température de surface tend à diminuer pour retrouver la valeur qu’elle aurait dû conserver si le système climatique n’avait pas été perturbé sont beaucoup plus lents. Le système surface-atmosphère se comporte comme un système thermodynamique quasi-isolé car les échanges sont principalement régis par des processus d’évaporation. Cela implique que la chaleur accumulée est conservée à l’échelle synoptique.

Comme le montre Nimbus Michelson interferometer experiment, l’émission de rayonnement sortant à ondes longues dans les bandes d’absorption saturées de la vapeur d’eau se produit à partir d’une surface dont la température est proche de 260 K, soit à près de 4,3 km de haut. En effet, le rayonnement à ondes longues émis depuis la surface de la Terre dans les bandes d’absorption saturées de la vapeur d’eau est tel que le chemin optique est bien inférieur à l’épaisseur de la couche de convection libre. Ainsi le rayonnement thermique diffuse jusqu’au niveau d’émission du rayonnement sortant à ondes longues dans les bandes d’absorption saturées de la vapeur d’eau (H_OLR^H2O-sat) avant de s’échapper vers le cosmos. Le spectre d’émission est celui du rayonnement du corps noir tronqué de sorte que la composition de l’atmosphère à H_OLR^H2O-sat importe peu, que ce soit la densité des nuages, leur type ou leur composition.

La réponse de la SAT au forçage anthropique reflète les variations de hauteur H_OLR^H2O-sat. Le soulèvement de H_OLR^H2O-sat augmente le forçage radiatif résultant de la vapeur d’eau et des nuages parce que les radiations thermiques sortantes sont refroidies. L’abaissement de la température de la surface d’émission augmente la température de l’atmosphère sous H_OLR^H2O-sat. Aux latitudes moyennes, un soulèvement de 46 m de H_OLR^H2O-sat génère une augmentation de la SAT de 0,1 ° C.