CLIMATOLOGIE

L'état climatique de la Terre et la variabilité climatique

L'état climatique actuel de la Terre est défini sur la période de référence 1961-1990. Sur cette période, la température moyenne annuelle à la surface de la Terre est de 15 ⁰C, mais cette valeur a varié dans le passé et peut s'assimiler à la somme des variabilités observées aux différentes échelles de temps. Cette fluctuation, autour de cette moyenne, représente la variabilité du climat. Cette variabilité est dite naturelle lorsque l'activité humaine n'en est pas la cause. Les archives climatiques sont étudiées pour observer et comprendre la variabilité naturelle du climat.

À l'échelle du dernier millénaire l'observation du climat passé en Europe a révélé que, jusqu'au milieu du xix^e siècle, les glaciers étaient plus volumineux qu'aujourd'hui, indice d'un climat un peu plus froid. Cette période se nomme le « petit âge glaciaire » ; lui-même succèdant à une période légèrement plus chaude appelée « l'optimum climatique médiéval ». À l'échelle du dernier million d'années, les enregistrements climatiques montrent une variabilité plus marquée contrôlée par des cycles de cent mille ans, oscillant entre de longues périodes froides (ou glaciaires) et de courtes périodes interglaciaires (nous vivons actuellement dans une période interglaciaire appelée Holocène).

À l'échelle du dernier milliard d'années nous pouvons définir, à l'aide d'indicateurs paléoclimatiques, l'extension en latitude des dépôts glaciaires (fig. 1) caractérisant trois états climatiques stables (fig. 2) : un état climatique similaire à l'état actuel marqué par la présence de calottes de glace continentale dans les régions polaires ; un état climatique plus chaud qu'aujourd'hui sans calotte de glace continentale, par exemple les périodes autour de la limite Paléocène-Éocène (55-45 millions d'années [Ma]) et le Trias (250-200 Ma) ; et un état climatique caractérisé par une Terre entièrement couverte de glace, état extrêmement rare puisque deux ou trois événements de ce type ont été dénombrés au cours des 4,54 milliards d'années de l'histoire de la Terre, le dernier ayant eu lieu, il y a plus de 600 Ma.

Répartition des climats

Un état climatique stable ne signifie pas un climat homogène sur l'ensemble de la planète. La quasi sphéricité de la Terre impose qu'en moyenne annuelle une surface située à haute latitude reçoit moins d'énergie issu du rayonnement solaire qu'une surface identique située à plus basse latitude. Cette inégalité dans la répartition d'énergie entre l'équateur et les pôles génère un déséquilibre de température à l'origine de la dynamique atmosphérique et océanique. Sans y parvenir complétement le transport de chaleur par l'atmosphère et l'océan réduit de manière importante l'écart de température entre les pôles et l'équateur. Pour cette raison que la répartition climatique sur Terre est au premier ordre latitudinale (ou zonale).

La répartition du climat varie également avec la longitude. L'une des raisons est l'hétérogénéité de la surface terrestre. Ainsi la capacité calorifique élevée des océans limite l'amplitude thermique des zones côtières contrairement aux zones continentales assujetties à la faible capacité calorifique des sols. La répartition des climats dépend également du transport de chaleur par les courants atmosphériques et océaniques, courants dérivés sur la droite dans l'hémisphère Nord, sur la gauche dans l'hémisphère Sud, sous l'action de la force de Coriolis. Ainsi, pour une même latitude, les climats sont différents entre les bordures occidentale et orientale d'un continent.

Pour une lecture simplifiée des climats de la Terre, une classification en cinq catégories majeures comprenant de deux à douze sous-catégories a été proposée par le météorologiste germano-russe Köppen au début du xx^e siècle. Cette classification repose sur des critères de température et de précipitations.

Le bilan radiatif contrôle la température de la Terre

La Terre, située à environ 150 millions de kilomètres du Soleil, intercepte une petite fraction du rayonnement, égale à 1 370 W.m^–2 ( c'est la fameuse constante solaire qui n'en est pas une, découverte par le physicien français Pouillet en 1838). En raison du rapport géométrique entre la surface du disque terrestre (surface d'interception du rayonnement solaire) et la surface de la sphère terrestre, le rayonnement solaire au sommet de l'atmosphère est de 342 W.m^–2. Dans l'atmosphère, une partie de ce rayonnement solaire (107 W.m^–2) est réfléchie par les nuages, par les particules présentes dans l'air, puis par la surface terrestre. Le rapport entre le rayonnement réfléchi et le rayonnement solaire incident définit l'albédo planétaire α. La fraction restante est absorbée par la surface terrestre (continent/océan). À l'équilibre radiatif, le rayonnement solaire reçu est compensé par une perte d'énergie sous forme de rayonnement électromagnétique dont la longueur d'onde dominante est fonction de la température de la planète. La Terre, dont la température globale moyenne est de 15 ⁰C, émet un rayonnement infrarouge dont la puissance est égale à ST_e⁴, où T_e est la température d'équilibre du système Terre et σ une constante. Une partie du rayonnement infrarouge émis par la Terre est absorbée par l'atmosphère et est réémise vers le sol, ce qui a pour conséquence de réchauffer la surface. Cette boucle constitue l'effet de serre (ES). En l'absence d'effet de serre (ES = 0), la température d'équilibre de la Terre est de 255 K (soit — 18 ⁰C). Avec l'effet de serre, la température moyenne de surface est de 15 ⁰C. L'effet de serre est donc avant tout un phénomène naturel réchauffant la surface de la Terre de près de 33 ⁰C. La température de la Terre T_e peut être déduite d'un simple calcul d'équilibre radiatif :

avec T_e (température d'équilibre), S (constante solaire) = 1 370 W/m², σ (constante de Stefan-Boltzmann) = 5,67 × 10^–8 W.m^–2.K^–4, α (albédo planétaire) = 0,31, ES (effet de serre actuel) = 0,4.

L'effet de serre

À la température moyenne actuelle de la Terre, le maximum de perte d'énergie se produit dans le domaine du spectre infrarouge (de 0,7 μm à 100 μm). A contrario, le gain d'énergie pour la Terre est lié au rayonnement solaire dont le maximum d'émission se situe dans le domaine visible (de 0,4 à 0,7 μm). Cette dichotomie a une grande importance, car l'atmosphère est quasi transparente dans le spectre visible, et forme ce qu'on appelle une fenêtre spectrale, alors qu'elle absorbe la majorité du rayonnement infrarouge. L'atmosphère se comporte donc de manière semi-opaque. Pour cette raison, la très grande majorité du rayonnement solaire va atteindre la surface terrestre, alors qu'une grande partie du rayonnement infrarouge émis par la surface de la Terre est absorbée par l'atmosphère. L'opacité de l'atmosphère aux différentes longueurs d'onde dépend de sa composition chimique. L'absorption du rayonnement infrarouge est liée à la présence dans l'atmosphère terrestre de molécules de vapeur d'eau, de dioxyde de carbone (CO₂), de méthane (CH₄) et d'autres constituants mineurs (oxyde nitreux, par exemple). Ces gaz appartiennent à la famille des gaz à effet de serre (G.E.S.). Les molécules diatomiques symétriques O₂ et N₂, soit près de 99 p. 100 de l'atmosphère, n'interviennent pas. Les 33 ⁰C de réchauffement engendré par l'effet de serre sont liés majoritairement à la vapeur d'eau (60 p. 100 de l'effet de serre) au dioxyde de carbone (28 p. 100), deux constituants dont la concentration dans l'atmosphère n'excède pas respectivement 0,1 p. 100 et 0,038 p. 100. Ainsi, une faible variation des gaz à effet de serre est susceptible d'intensifier l'effet de serre. On estime qu'un doublement de la charge atmosphérique de CO₂ augmenterait la température globale de 1 ⁰C à 2 ⁰C selon que l'on considère ou pas la rétroaction de la vapeur d'eau.

L'importance de l'albédo

Une particularité de la Terre, au sein du système solaire, est la présence de l’eau sous ses trois formes. La vapeur d'eau influence l'effet de serre, alors que l'eau solide et liquide influence essentiellement l'albédo. Ainsi les océans (70 p. 100 de la surface terrestre) ont un albédo très faible et apparaissent très sombres, a contrario nuages et glace ont comme point commun d'avoir un fort albédo (tout deux apparaissent blanc). L'omniprésence de l'eau à la surface de la Terre implique que l'albédo terrestre dépend fortement des changements de phase de l’eau, donc de la température (fig. 4). À une température de 15 ⁰C, seules les hautes latitudes sont couvertes de glace et de neige. En deçà, la surface occupée par la neige et la glace augmente (lors des périodes glaciaires par exemple), ce qui accroît l'albédo et amplifie le refroidissement. À l'inverse tout réchauffement se voit amplifié par l'effet d'albédo car il réduit la surface de glace ou de neige. Si ce réchauffement se poursuit, la Terre peut devenir entièrement dépourvue de glace. Cette dépendance de l'albédo à la température explique l'existence des trois états climatiques stables de la Terre mais aussi pourquoi le réchauffement actuel se perçoit plus fortement aux hautes latitudes, là où la glace et la neige commencent à fondre.

Reconstruire l'histoire climatique du dernier millénaire en Europe

Un des marqueurs des fluctuations climatiques du dernier millénaire en Europe est l'extension des glaciers des Alpes. Le développement important de langues glaciaires entre le xiv^e et le milieu du xviii^e siècle marque l'avènement d'une période climatique supposée plus froide : le « petit âge glaciaire ». Il n'est pas limité à l'Europe : il est également enregistré en Amérique du Nord et en Asie. Bien que son origine reste débattue, il est communément admis qu' une baisse de l'activité solaire en serait une des principales causes, le « petit âge glaciaire » étant contemporain de nombreux minima solaires : périodes Wolf (1300-1320), Spörer (1550-1560), Maunder (1645-1715) et Dalton (1790-1830).

Reconstruire l'histoire climatique du dernier million d'années

La découverte d'importants bouleversements climatiques lors du Quaternaire (de — 2,4 Ma à maintenant), notamment l'existence de périodes froides, a conduit les scientifiques à se questionner sur l'origine de ces périodes glaciaires. Après diverses tentatives, un géophysicien serbe, Milutin Milanković, démontra, au début du xx^e siècle, que les variations cycliques des paramètres orbitaux de la Terre contrôlaient l'ensoleillement reçu à hautes latitudes dans l'hémisphère Nord ce qui affectaient l'extension des glaces et donc le climat de la Terre par variations de l'albédo. Pour comprendre l'histoire climatique du Quaternaire, les scientifiques ont cherché des enregistrements longs et continus de cette période. Les forages dans les glaciers continentaux (Groeland et Antarctique) offraient un enregistrement à la fois de la température de l'air grâce à l'analyse de la signature isotopique de l'oxygène des molécules d'eau et de la composition atmosphérique, grâce aux bulles d'air piégées dans la glace. L'enregistrement glaciaire des 800 000 dernières années, obtenu à Vostok (Antarctique), livre une succession d'alternances climatiques avec une périodicité de 100 000 ans. Ces alternances sont caractérisées par une période glaciaire d'une durée de 80 000 à 90 000 ans et une courte période interglaciaire n'excédant pas de 10 000 à 20 000 ans. Les carottes de glace prélevées au Groenland ont également révélé une variabilité climatique à plus haute fréquence marquée par des événements froids (dit de Heinrich) et des événements chauds (dit de Dansgaard-Oeschger) qui se superposent aux cycles de 100 000 ans.

Reconstruire l'histoire climatique des derniers 200 millions d'années

Pour connaître les variations climatiques au-delà de 800 000 ans (âge des glaces les plus anciennes), des forages en mer ont été entrepris à partir des années 1960 pour analyser la signature isotopique de l'oxygène des composés carbonatés des squelettes de micro-organismes marins (foraminifères) fossilisés dans des carottes sédimentaires. Cette analyse a livré des informations capitales sur le volume des glaces stockées dans les calottes polaires (et donc sur les variations du niveau des océans) et l'évolution de la température de surface des océans. Si la résolution temporelle de cette méthode est inférieure à celle des carottes de glace, elle a l'avantage de représenter les variations climatiques globales lors des cycles glaciaires-interglaciaires. Autre avantage, les sédiments océaniques prélevés par ces forages donnent accès à l'évolution du climat jusqu'à 180 millions d'années environ, âge des fonds océaniques les plus anciens. Ces analyses montrent que le climat n'a cessé de se refroidir depuis l'optimum thermique de l'Éocène (il y a environ 50 Ma), les calottes glaciaires de l’Antarctique et du Groenland ne se formant qu'à partir de 34 et 3 millions d'années, respectivement.

La complexité du climat

La modélisation climatique se heurte à la complexité du système climatique. Par exemple, la théorie de l'effet de serre est simple, mais paradoxalement il est difficile d'estimer précisément l'augmentation de la température liée à un doublement de la concentration atmosphérique en CO₂ car de nombreuses rétroactions interviennent, ces rétroactions masquant les effets directs. Dès lors, une question fondamentale se pose : quel degré de complexité est nécessaire pour représenter correctement l’évolution du climat ? La réponse dépend fortement du problème étudié. La Terre est marquée par une succession de changements climatiques dont la périodicité s'échelonne de la décennie aux millions d'années. Un tel éventail de cycles suggère des causes et des mécanismes très variés. Cette diversité s'explique par la complexité du système climatique qui est constitué de cinq sous-systèmes : l'atmosphère, l'hydrosphère (les océans, les lacs), la cryosphère (les calottes polaires, la banquise), la biosphère (terrestre et marine) et enfin la lithosphère. Chacune de ces cinq composantes du système climatique est régie par un fonctionnement et des propriétés très différents. Dès lors, un modèle climatique idéal devrait prendre en compte l'ensemble des mécanismes du système pour chacune des composantes. Cependant ces cinq sous-systèmes ont des temps de relaxation (temps nécessaire pour qu'un système soumis à une perturbation retrouve un nouvel équilibre) très variables ; quelques secondes (cycle de l'eau) ; plusieurs milliers d'années (calottes de glace) ; un million d'années (lithosphère). Donc le système climatique doit être simplifié dans les modèles numériques en raison de la puissance de calcul limité des supercalculateurs. Cela suppose la prise en compte de certains sous-systèmes uniquement et une représentation plus simple d'un certain nombre de mécanismes. Pour simuler le climat actuel, il est possible de se limiter aux sous-systèmes dont les constantes de temps sont inférieures à quelques dizaines d'années (l'atmosphère, l'océan de surface) et de fixer les autres composantes du système (océan profond, biosphère, cryosphère, lithosphère). Inversement, modéliser un climat et son évolution au cours du temps nécessite de prendre en compte toutes les composantes qui interagissent avec l'atmosphère, et ayant des constantes de temps supérieures à quelques dizaines d'années (océan profond, végétation...). Autrement dit, le nombre de composantes intervenant dans le modèle climatique dépendra avant tout de l'échelle de temps considérée. Il n'y a pas de modèle climatique unique, mais une grande diversité de modèles possibles selon les problèmes étudiés.

Climat, déterminisme et chaos

Un autre aspect de la complexité du système climatique provient du caractère chaotique de l'atmosphère terrestre. Par « chaos », il faut comprendre une très grande sensibilité aux conditions initiales, qui sont, elles, imprédictibles à long terme. Il existe donc un temps au-delà duquel toute prédiction est, en pratique, impossible. Par exemple, il est difficile de prédire en détail l'état de l'atmosphère au-delà d'une dizaine de jour, une limite pour la prévision météorologique. Mais le système climatique peut être beaucoup plus « prévisible » car la dynamique du climat est avant tout engendrée par l'évolution des composantes lentes du système Terre (océan, cycle du carbone, évolution de l'ensoleillement...) qui ne sont pas nécessairement de nature chaotique, mais peuvent très bien être beaucoup plus déterministes. En effet, certaines caractéristiques climatiques sont très reproductibles, comme la cyclicité des saisons, qui impose que l'hiver sera toujours plus froid que l'été. Ainsi, il devient possible de modéliser un climat passé comme futur, tant que l'on regarde son état moyen.