Climat présent

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 difficile à évaluer avec précision en raison des boucles de rétroaction probables et des effets non linéaires.

Sommaire

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.

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Puissance des ondelettes de SST en 1958, moyennée sur la bande 48-96 ans (période moyenne de 64 ans). Les zones représentatives de la signature océanique de la température globale sont affichées.

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.

a) Température instrumentale Tinst et somme pondérée des anomalies SST (SST Gl). La moyenne mobile (MA) sur 5 ans est affichée – b) Moyenne mobile sur 13 ans de la SST dans l’hémisphère nord (NA = Atlantique Nord, NP = Pacifique Nord) – c) Moyenne mobile sur 13 ans de la SST dans l’Hémisphère Sud (SA = Atlantique Sud, SP = Pacifique Sud, SI = Océan Indien Sud). Les signaux sont centrés.

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 wNANA+wNPNP+wSASA+wSPSP+wSISI où les poids sont wNA=0,50, wNP=0,17, wSA=0,15, wSP=0,13, wSI=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.

Composantes de la somme pondérée des anomalies SST dans les bandes caractéristiques des modes subharmoniques (température de surface dans l’hémisphère nord).

La contribution de la composante 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. Cette dernière peut être considérée comme un rebond après le petit âge glaciaire, bien que ce mode subharmonique soit faiblement forcé de manière exogène et se comporte comme un harmonique de l’Onde de Rossby Gyrale de basse fréquence. Les Ondes de Rossby Gyrales de période moyenne 256 ans sont en effet couplées à celles de période moyenne 128 ans forcée par le cycle solaire de Gleissberg.

a) Irradiance solaire totale (TSI) – b) Composantes dans les bandes caractéristiques des modes sous-harmoniques (Coddington et al., BAMS, 2015 doi: 10.1175 / BAMS-D-14-00265.1)

L’Irradiance solaire totale reconstruite est décomposée en bandes de fréquences représentatives des modes subharmoniques, ce qui permet une estimation précise de l’efficacité du forçage dans la bande 96-192 ans. Calculée à partir de l’oscillation maximale survenue en 1976 à la fois pour l’Irradiance solaire totale et la température globale, elle est de 0,21 °C(W/m2)-1. Cette estimation est très faible par rapport à ce qui se passe durant l’Holocène et correspond à une faible amplitude du cycle de Gleissberg qui survient après 700 ans BP et plus particulièrement 300 ans BP. Par comparaison, cette efficacité de forçage est proche de la valeur déduite de l’effet de serre résultant de l’augmentation de la vapeur d’eau atmosphérique suite à une augmentation de la température globale, soit 0,22 °C(W/m2)-1.

Spatialisation des réponses thermiques anthropiques et naturelles

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.

a) La part de la réponse anthropique dans la température de surface Ts en 2015 – b) la réponse thermique naturelle dans l’hémisphère nord et l’hémisphère sud. 1970 est l’année de référence pour les températures (les réponses naturelles et anthropiques sont supposées être nulles). Les zones sans points n’ont pas de données. Les données sont fournies par l’unité de recherche climatique (CRU) de l’Université d’East Anglia, https://crudata.uea.ac.uk/cru/data/temperature/

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. Cette grande disparité remet en cause la nature de la boucle de rétroaction positive responsable de cette amplification dans certaines régions, quelle que soit la latitude.

Régions principalement impactées par les flux de chaleur latente provenant des océans

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 impactées par les transferts de chaleur latente depuis les océans. Dans la zone de convergence intertropicale, les régions de mousson 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.

Régions principalement impactées par les flux de chaleur sensible des océans

Les zones fortement impactées par le réchauffement 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. De cette manière, les précipitations se produisent de manière endogène sur les continents et principalement un transfert de chaleur sensible s’effectue depuis les océans.

Rétroaction positive

Les effets amplificateurs sur la réponse thermique anthropique ne dépendent pas de la latitude, mais de la manière dont se produisent les échanges thermiques entre les océans et les continents. Le sud du Groenland et l’Afrique de l’Est sont respectivement peu et fortement impactés, ce qui est contraire à la tendance générale.

Dans les régions impactées par des flux de chaleur latente, la vapeur d’eau troposphérique extra tropicale est principalement associée à la circulation troposphérique. Une augmentation de la température de l’atmosphère augmente sa teneur en vapeur d’eau, proportionnellement à la relation Clausius-Clapeyron. En revanche, provenant de sources d’humidité primaires endogènes, la vapeur d’eau troposphérique dans les régions soumises à des flux de chaleur sensibles est principalement contrôlée par la différence de température entre l’air en altitude et la surface.

La convection thermique redistribue l’humidité et homogénéise la température dans la couche de 0 à environ 4,4 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 4,4 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, comme le laisse à penser la distribution spatiale de la rétroaction climatique. 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 le gradient thermique adiabatique, ainsi peut-être que l’albédo et les rétroactions résultant des nuages. D’une manière plus précise les résultats suggèrent que:

  • Un ajustement adiabatique humide peut se produire dans les régions le plus souvent soumises à des flux de chaleur latente: la convection humide établit un profil de température «adiabatique humide» qui est neutre en ce qui concerne les parcelles ascendantes en cours de condensation, ce qui signifie que ces régions sont peu affectées par les rétroactions climatiques positives.
  • Au contraire, dans les régions où le régime de précipitation est régi par des processus continentaux endogènes, le gradient thermique adiabatique est soumis à une forte saisonnalité. Un gradient thermique adiabatique sec peut survenir et même un gradient thermique super-adiabatique, principalement pendant l’été, lorsque le brassage vertical est limité et qu’il n’y a pas de refroidissement par évaporation. Une parcelle d’air prendra de la flottabilité à mesure qu’elle monte jusqu’au niveau de condensation convectif et au-delà. Par conséquent, ces régions sont fortement affectées par les rétroactions climatiques positives.

En résumé la répartition géographique de la réponse climatique au forçage anthropique laisse à penser que les régions les plus impactées sont principalement soumises aux flux de chaleur sensible des océans, ce qui résulte essentiellement de l’augmentation de l’altitude de la surface d’émission de la zone convective lorsque le rayonnement thermique émis depuis la surface de la terre augmente.

Glossaire

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.

Comme tout système d’oscillateurs couplés forcés de manière résonante, les ondes baroclines quasi-stationnaires oscillent selon des modes subharmoniques, qu’elles soient tropicales ou aux moyennes latitudes. Leur couplage s’exerce lorsqu’elles partagent le même courant modulé (le nœud) à l’origine des échanges entre les ventres (là où la thermocline oscille) en opposition de phase.
La période moyenne τ0 de l’onde fondamentale étant annuelle selon la déclinaison du soleil, les périodes moyennes des subharmoniques se déduisent par récurrence. La période τm+1 se déduit de la période τm de sorte que τm+1 =nm τm où nm est un nombre entier. Les périodes moyennes des principaux modes observés sont 1, 4 et 8 ans sous les tropiques (la période moyenne de 4 ans cadence le phénomène El Nino dans le Pacifique tropical). Aux moyennes latitudes ce sont (en années) 1, 4, 8=4×2, 64=8×8, 128=64×2, 256=128×2 (forçage solaire, cycle de Gleissberg), 768=256×3 (forçage solaire), 24576=768×32 (forçage orbital, précession), 49152=24576×2 (forçage orbital, obliquité), 98304=49152×2 (forçage orbital, excentricité). L’efficacité du forçage est d’autant plus grande que sa période est proche d’une des périodes de résonance du système climatique.
Aux longues périodes correspond un nombre entier de tours effectué par l’onde de Rossby gyrale autour du gyre (de manière anticyclonique) pendant une demi-période. Ce nombre de tours est le mode sous-harmonique. Pour la période de 128 ans l’onde de Rossby gyrale parcourt 2 tours sauf dans le Sud Pacifique où il est de 1 et le sud de l’Océan indien où il est de 3/2.

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