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.

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. L’efficacité du forçage anthropique découle de la distribution spatiale de la composante anthropique de la température nette. De sa répartition latitudinale et longitudinale il est fait état des rétroactions responsables d’effets amplificateurs ou modérateurs, ce qui fait intervenir les différents types de climats (Pinault, 2018e).

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.

Palette_0.30_C

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. 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 loscillation 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 de rayonnement sortant à ondes longues dans les bandes d’absorption saturées de la vapeur d’eau (HOLRH2O-sat)

L’analogie entre l’efficacité du forçage anthropique et le régime des précipitations laisse à penser que les systèmes cycloniques sont à l’origine de rétroactions qui s’exercent lorsque l’atmosphère devient instable. D’où un phénomène d’amplification ou, au contraire, d’atténuation de la réponse du système climatique au forçage anthropique, selon que la rétroaction est positive ou négative.

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.

Le gradient thermique adiabatique 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 fonctionnel 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 = température de la surface sous atmosphère saturée, ∆T = anomalie SST (en supposant un équilibre thermique à l’interface océan-atmosphère), CCL = niveau de condensation convectif, LFC = niveau de libre convection, HOLRH2O-sat = hauteur d’émission de 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 repose sur les propriétés du gradient thermique adiabatique humide lorsque l’air monte au niveau de 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 de la façon dont la dérivée Γ’ du gradient adiabatique humide en fonction de la température T se comporte.

La couche convective dans laquelle l’air ascendant est assujetti à une flottabilité positive est inchangée lorsque Γ’ reste constant. Elle s’épaissit ou s’amincit selon que Γ’ augmente ou diminue à mesure que l’altitude augmente. En revanche, l’augmentation de l’énergie potentielle disponible convective (CAPE) augmente la différence de densité entre le gradient thermique environnemental et humide, ce qui favorise une convection profonde et humide, d’autant plus que le CAPE est plus élevé.

Lorsque Γ’ augmente avec l’altitude, ce qui se produit pour T <0 ° C, la hauteur de convection augmente presque proportionnellement à la perturbation de la température. L’augmentation du CAPE augmente l’énergie disponible pour la convection, donc la hauteur de convection. Parallèlement, une élévation de HOLRH2O-sat augmente le forçage radiatif car les rayonnements thermiques sortants sont atténués. Ainsi, une boucle de rétroaction positive se produit jusqu’à ce qu’un nouveau HOLRH2O-sat soit atteint.

Lorsque Γ’ diminue quand l’altitude augmente, ce qui se produit pour T> 10 ° C, la hauteur de convection diminue presque proportionnellement à la perturbation de la température, ce qui diminue le forçage radiatif et induit une rétroaction négative. Cela abaisse la température de l’atmosphère en même temps que l’abaissement de HOLRH2O-sat. Cependant, cela est partiellement compensé par l’augmentation du CAPE.

Variations latitudinales de la réponse climatique au forçage anthropique

En ce qui concerne les variations latitudinales de la température de surface (TS) en réponse au forçage anthropique, elles atteignent leur maximum près des pôles, dépassant 2,5 °C. À la fin de l’été, TS est aux alentours de -30 °C (T∿-30 °C) dans l’Arctique, encore moins dans l’Antarctique. Une augmentation ΔT de la perturbation de la température induit le soulèvement de HOLRH2O-sat et la rétroaction positive concomitante.

Entre 30 °N et 60 °N et entre 20 °S et 40 °S, la réponse de TS au forçage anthropique peut atteindre 1,5 °C. À la fin de l’été, TS est proche de 20 °C (T∿10 °C) et le réchauffement résulte principalement de l’augmentation du CAPE de sorte que la convection humide est renforcée.

Entre 30 °N et 20 °S, la réponse de TS au forçage anthropique est généralement inférieure à 0,5 °C, voire négative. À la fin de l’été, TS est proche de 30°C (T∿18 °C). L’augmentation du CAPE est compensée par la flottabilité négative de sorte que la convection humide reste inchangée.

Variations longitudinales de la réponse climatique au forçage anthropique

La variation longitudinale de la réponse de TS 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, le CAPE est bien inférieur à celui des zones continentales à la fin de l’été.

La température de surface de la mer reste comprise entre 15 et 20 °C tout au long de l’année, quel que soit l’hémisphère. En supposant un équilibre thermique à l’interface océan-atmosphère, la température de surface T sous atmosphère saturée est de l’ordre de 8-12 ° C. Par conséquent, la hauteur HOLRH2O-sat n’est que légèrement modifiée à l’état perturbé car Γ’ ne dépend pas de manière significative de la température T alors que le CAPE est faible. Par conséquent, la réponse de TS à la perturbation thermique 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 des schémas fonctionnels des gradients thermiques adiabatiques environnementaux déduits des régimes de précipitation à l’échelle planétaire, nous avons montré comment la hauteur HOLRH2O-sat répond à une petite perturbation de la température de l’atmosphère en raison du forçage radiatif consécutif à l’augmentation des émissions anthropiques. Cela génère une boucle de rétroaction positive ou négative, conduisant à amplifier ou atténuer les 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 ou le refroidissement concomitant de la surface. La réponse de TS au forçage anthropique s’avère donc être le résultat d’une succession d’événements avec des échanges thermiques surface-atmosphère asymétriques.

La réponse de HOLRH2O-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 TS 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 HOLRH2O-sat sous l’effet de la boucle de rétroaction positive ou négative qui en résulte
  3. la variation de TS

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, de sorte qu’il ne soit pas nécessaire de prendre en compte d’autres rétroactions. Ce n’est pas le cas lorsque les calottes polaires fondent car les rétroactions se produisent durablement. Comme nous l’avons vu, le déclencheur du réchauffement climatique vient du fait que la dérivée Γ’ du gradient thermique adiabatique humide en fonction de la température T augmente avec l’altitude. Cette rétroaction positive réagit en synergie avec la réduction de l’albédo due à la fonte de la banquise en été.

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.

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 HOLRH2O-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 (HOLRH2O-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 HOLRH2O-sat importe peu, que ce soit la densité des nuages, leur type ou leur composition.

La réponse de TS au forçage anthropique reflète les variations de hauteur HOLRH2O-sat. Le soulèvement de HOLRH2O-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 HOLRH2O-sat. Au contraire, l’abaissement de HOLRH2O-sat induit un refroidissement de l’atmosphère. Aux latitudes moyennes, un soulèvement de 46 m de HOLRH2O-sat génère une augmentation de TS de 0,1 ° C.

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.