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Le système climatique est un système complexe et interactif, dont les éléments sont l’atmosphère, la surface terrestre, la neige et la glace, les océans et autres plans d’eau, ainsi que les être vivants. De toute évidence, l’atmosphère est l’élément du système climatique qui conditionne le climat ; le climat est souvent défini comme « le temps moyen ». Le climat est généralement décrit en termes de moyennes et de variabilités des températures, des précipitations et des vents pendant une période allant de quelques mois à plusieurs millions d’années (la période type étant de 30 ans). Le système climatique évolue avec le temps sous l’influence de sa propre dynamique interne, mais dépend également de facteurs externes qui affectent le climat (les « forçages »). Les forçages externes comprennent des phénomènes naturels tels que les éruptions volcaniques et les variations du rayonnement solaire, ainsi que des modifications de la composition atmosphérique imputables à l’homme. Le système climatique est activé par le rayonnement solaire. L’équilibre du rayonnement sur la Terre peut être modifié de trois manières fondamentales : 1) modification du rayonnement solaire entrant (occasionné par exemple par des variations au niveau de l’orbite terrestre ou du Soleil lui-même) ; 2) modification de la fraction réfléchie du rayonnement solaire (« l’ albédo » ; par exemple par des changements au niveau de la couverture nuageuse, des particules atmosphériques ou de la végétation ; et 3) modification du rayonnement cosmique à grande longueur d’onde émis par la Terre vers l’espace (par exemple par les variations des concentrations de gaz à effet de serre). Le climat réagit à ces modifications directement et indirectement par divers mécanismes de rétroaction.
FAQ 1.1, Figure 1. Estimation de la moyenne annuelle et mondiale du bilan énergétique de la Terre. À long terme, la quantité de rayonnement solaire entrant absorbé par la Terre et par l’atmosphère s’équilibre grâce à la Terre et à l’atmosphère qui dégagent une quantité équivalente de rayonnement sortant à grande longueur d’onde. Près de la moitié du rayonnement solaire entrant est absorbé par la surface de la Terre. Cette énergie est retransmise vers l’atmosphère grâce au réchauffement de l’air à la surface (les thermiques) ou par l’évapotranspiration, ainsi que par les rayonnements à grande longueur d’onde qui sont absorbés par les nuages et les gaz à effet de serre. À son tour, l’atmosphère renvoie l’énergie à grande longueur d’onde vers la Terre, ainsi que vers l’espace. Source : Kiehl et Trenberth (1997).
La quantité d’énergie qui atteint la couche supérieure de l’atmosphère terrestre chaque seconde par mètre carré de surface faisant face au soleil pendant la période diurne représente environ 1 370 watts, tandis que la quantité d’énergie moyenne par mètre carré par seconde à l’échelle planétaire n’en représente qu’un quart (voir figure 1). Environ 30 % de la lumière solaire qui atteint les couches supérieures de l’atmosphère est réfléchi vers l’espace. Environ les deux tiers de cette réflectivité proviennent des nuages et des petites particules de l’atmosphère connues sous le nom d’« aérosols ». Le dernier tiers de la lumière du soleil est réfléchi par les zones de la surface terrestre de couleur claire – principalement la neige, la glace, et les déserts. L’altération de la réflectivité produite par les aérosols est la plus spectaculaire lorsque d’importantes éruptions volcaniques projettent des matériaux très haut dans l’atmosphère. En règle générale, les aérosols sont éliminés de l’atmosphère par la pluie en une ou deux semaines, mais lorsque des matériaux sont expulsés par une éruption volcanique violente bien au dessus des plus hauts nuages, ces aérosols ont tendance à affecter le climat pendant un an ou deux, avant de retomber dans la troposphère et d’être entraînés vers la surface par les précipitations. Ainsi, les plus grosses éruptions volcaniques peuvent-elles provoquer pendant des mois, voire des années, un abaissement de la température moyenne à la surface du globe d’environ un demi-degré Celsius. Certains aérosols d’origine anthropique reflètent aussi considérablement la lumière du soleil.
L’énergie qui n’est pas renvoyée vers l’espace est absorbée par la surface de la Terre et par l’atmosphère. Elle représente environ 240 watts par mètre carré (W/m-2). Afin de compenser l’énergie entrante, la Terre elle-même doit émettre vers l’espace une quantité moyenne équivalente d’énergie. Elle le fait en émettant un rayonnement à grande longueur d’onde. Tout sur Terre émet en permanence des rayonnements à grande longueur d’onde. C’est l’énergie thermique que l’on ressent en s’approchant d’un feu ; plus l’objet est chaud plus il émet d’énergie thermique. Pour émettre 240 watts par m2, une surface doit être à une température d’environ –19oC. Température beaucoup plus froide que celle qui prévaut à la surface de la Terre (la température moyenne de la surface du globe est d’environ 14oC). La température requise de -19oC se trouve à une altitude de 5 km environ au dessus du sol.
Cette chaleur à la surface de la Terre est due à la présence de gaz à effet de serre qui opacifient partiellement les rayonnements à grande longueur d’onde provenant de cette surface. Cette opacification est connue sous le nom d’effet de serre naturel. Les gaz à effet de serre les plus importants sont la vapeur d’eau et le dioxyde de carbone. Les deux éléments prépondérants dans l’atmosphère – l’azote et l’oxygène – n’ont pas cet effet. Par ailleurs, les nuages agissent comme un écran, semblable à celui qui est produit par les gaz à effet de serre ; cependant, cette opacité est compensée par le pouvoir de réflexion des nuages qui ont plutôt tendance à refroidir le climat (bien que le réchauffement puisse se faire ressentir localement : les nuits nuageuses sont plus chaudes que les nuits claires, car la couverture nuageuse renvoie le rayonnement à grande longueur d’onde vers la surface de la Terre). L’effet écran est encore renforcé par le dégagement des gaz à effet de serre dus aux activités humaines. Par exemple, le dioxyde de carbone atmosphérique a augmenté d’environ 35% pendant l’ère industrielle et on sait que cette augmentation est due aux activités humaines, en particulier à la combustion des combustibles fossiles et au déboisement. L’homme a donc radicalement modifié la composition chimique de l’atmosphère du globe, ce qui a eu des conséquences considérables sur le climat.
Puisque la Terre est une sphère, les régions tropicales reçoivent plus d’énergie solaire en une surface donnée que les régions situées à de latitudes plus élevées, où la lumière du soleil frappe l’atmosphère sous un angle plus aigu. Les courants atmosphériques et océaniques, y compris les systèmes dépressionnaires, transportent l’énergie depuis les zones équatoriales vers des latitudes plus élevées. L’évaporation de l’eau de mer ou de la surface de la Terre nécessite également de l’énergie ; cette énergie, appelée chaleur latente, se dégage lorsque la vapeur d’eau se condense pour former des nuages (voir figure 1). La circulation atmosphérique est principalement régie par le dégagement de cette chaleur latente. A son tour, elle exerce une action considérable sur les courants océaniques par l’action des vents à la surface des océans et par les variations de température à la surface de l’eau, ainsi que par la modification de la salinité qui dépend des précipitations et de l’évaporation.
La rotation de la Terre fait que la circulation atmosphérique est plutôt orientée d’est en ouest que du nord au sud. Sous des latitudes moyennes, les vents d’ouest forment de vastes systèmes météorologiques qui entraînent la chaleur vers les pôles. Ces systèmes météorologiques mouvants sont connus sous le nom de systèmes de basses et hautes pressions, accompagnés des fronts froids et chauds qui leurs sont associés. Bien qu’à l’échelle planétaire, l’amplitude des vagues atmosphériques du système de circulation puisse évoluer avec le temps, elle se limite normalement aux continents et aux montagnes du fait des contrastes entre les températures des terres et celles des océans et de la présence d’obstacles tels que les chaînes de montagnes et les nappes glaciaires.
En raison de la structure des vagues, un hiver particulièrement froid en Amérique du Nord peut être lié à un hiver particulièrement chaud ailleurs dans l’hémisphère. Des changements divers dans le système climatique, par exemple l’étendue des nappes glaciaires, le genre et la répartition de la végétation, ou encore la température de l’atmosphère et des océans, peuvent avoir une influence sur les caractéristiques générales des courants atmosphériques et océaniques.
Les systèmes climatiques comprennent de nombreux mécanismes de rétroaction capables d’amplifier (rétroaction positive) ou d’atténuer (rétroaction négative) les effets d’une variation dans le forçage climatique. Par exemple, la concentration accrue de gaz à effet de serre réchauffe le climat de la Terre et entraîne la fonte des neiges et des glaces. Cette fonte révèle des terres plus sombres et des surfaces aquatiques qui se trouvaient jusque là sous la neige et la glace. Ces surfaces plus sombres absorbent davantage la chaleur du soleil, ce qui entraîne un réchauffement accru qui lui même entraîne la fonte, et ainsi de suite en cycles répétitifs. Cette rétroaction en boucle, connue sous le nom de « Rétroaction glace – albédo », amplifie le réchauffement initial provoqué par l’élévation du niveau des concentrations de gaz à effet de serre. La détection, la compréhension et la quantification des rétroactions climatiques ont été au centre de nombreuses recherches scientifiques ayant pour but d’élucider les complexités du climat terrestre.