Module F02 - Changements climatiques contemporains et futurs

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1 Module F02 - Changements climatiques contemporains et futurs Romain MARTEAU Contact :

2 1. Le système climatique : Rappels des facteurs déterminants du système climatique

3 Plan du chapitre 1.1. Une source d énergie fondamentale : le rayonnement solaire 1.2. Le rayonnement infra-rouge tellurique sortant et la température d équilibre radiatif 1.3. L effet de serre 1.4. Le bilan radiatif 1.5. La circulation atmosphérique et océanique 1.6. A retenir Introduction La circulation atmosphérique aux basses latitudes La circulation atmosphérique aux moyennes et hautes latitudes La circulation océanique en surface La circulation océanique tri-dimensionnelle

4 1.1. Une source d énergie fondamentale : le rayonnement solaire Figure 1.1. Le «système climatique»

5 1.1. Une source d énergie fondamentale : le rayonnement solaire - Constante solaire = 1370 W/m² -342 W/m² disponible pour la Terre Figure 1.2. spectre électro-magnétique (nm = nanomètre = 10-9 m ; 1000 nm = 1 mm)

6 1.1. Une source d énergie fondamentale : le rayonnement solaire Figure 1.3. Rayonnement solaire incident (gauche) et RS absorbé (droite) en surface en moyenne annuelle en W/m2 (données NCEP I) -une géographie zonale - La zonalité s explique principalement par la rotondité de la terre ; -D autres facteurs comme la nébulosité qui limite l apport en surface à proximité de l équateur, ou la neige qui reflète la quasi-totalité du rayonnement incident, ou bien encore les différences de substrat ; toutes choses égales par ailleurs, l océan absorbeplus le rayonnement solaire que le continent, etc.) jouent également un rôle secondaire.

7 RAPPEL: rotondité de la Terre RSincident(lat) = cos(lat) RS.incident.à.l'équateur La quantité de rayonnement solaire disponible par unité de surface terrestre est ainsi de moins en moins importante vers les hautes latitudes.

8 1.1. Une source d énergie fondamentale : le rayonnement solaire -On constate que les maxima se décalent des latitudes sub-tropicales sud (vers 30 S) en janvier aux latitudes sub-tropicales nord (vers 30 N) en juillet. - Ces variations s expliquent par l obliquité du plan équatorial terrestre sur le plan de l écliptique (a = actuellement). - L obliquité modifie : (i) l angle d incidence des rayons solaires et (ii) et la durée du «jour» (= durée entre le lever et le coucher du soleil) à une latitude donnée au fil de l année. Figure 1.4 : rayonnement solaire absorbé en surface (moyenne mensuelle de janvier et juillet) en W/m2 (données NCEP I)

9 RAPPEL: obliquité de la Terre Obliquité: inclinaison de l axe des pôles par rapport au plan de l orbite terrestre ( = ) Plan de l écliptique: plan de révolution de la Terre et de la quasi totalité des autres planète du système solaire)

10 RAPPEL: obliquité de la Terre L obliquité fait varier (1) l angle des rayons solaires et (2) la durée du jour en fonction de la latitude et du moment de l année ; 21/6 : solstice d été (HN) et hiver (HS) -24h de jour > N -24h de nuit < S -12h de jour/nuit à 0 -soleil à 90 à 12h à N 21/12 : solstice d hiver (HN) et été (HS) -24h de jour < S -24h de nuit > N -12h de jour/nuit à 0 -soleil à 90 à 12h à S Équinoxes du 20/3 et 22/9-12 h de jour/nuit partout -soleil à 90 à 12h à 0

11 1.2. Le rayonnement IR tellurique sortant et la T d équilibre radiatif Figure 1.5 : rayonnement tellurique sortant émis mesuré au sommet de l atmosphère (moyenne annuelle) en W/m2 - moyenne planétaire 240W/m² ; géographie zonale - équilibre planétaire en moyenne annuelle entre RSabs et Rtémis = Température d équilibre radiatif (TER)

12 1.3. L effet de serre L'atmosphère absorbe très mal le "visible" L'atmosphère absorbe très bien l'infrarouge Les composés gazeux les plus importants sont par ordre de grandeur : Figure 1.6 : principaux gaz à effet de serre et fenêtres d absorption du rayonnement (en noir). Les plages blanches ou grisées correspondent à des fenêtres où le rayonnement n est pas absorbé par l atmosphère ou chacun de ces composants (figure tirée de A. Foucault, «Climat, histoire et avenir du milieu terrestre», Fayard, 1993, 328 p.) La vapeur d'eau (H20) Le CO 2 (dioxyde de carbone, gaz carbonique) Le CH 4 (méthane, gaz naturel) L'O 3 (Ozone), le NO 2 etc.

13 1.3. L effet de serre Tableau 1.1 : composition chimique de l atmosphère (ppmvindique partie par million en volume ; 1 ppm= = %) et principaux GES «naturels». Les pourcentages donnant la contribution à l effet de serre total (hors halocarbones) sont issus de J.M. Jancovici(«L avenir climatique», Seuil, 2002, 287 p.).

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15 1.4. Le bilan radiadif 1. Au sommet de l atmosphère -au départ 342W/m²(A) 30% réfléchie et donc inutilisable pour échauffer la Terre -21% réfléchis par atmosphère et 9 % par la Terre -235 W/m² absorbés par atmosphère + Terre -235W/m² ( )perdu vers l espace bilan énergétique équilibréentre univers et Terre (surface + atmosphère) T moyenne constante d une année à l autre 2. Surface et atmosphère en surface: Figure : représentation schématique du bilan énergétique planétaire (http : //www.cnrs.fr) -gain équivalent à H (168W/m²) et I au total surface bénéfice de 492W/m² en moyenne chauffer surface & évaporer l eau -émission par surface D (390W/m²) RN net = = 102W/m² excédent de rayonnement atmosphère: -gains = G et K = = 417 W/m² - pertes radiatives J (195W/m²) et I (324W/m²) -Rnet= = -102W/m²

16 1.4. Le bilan radiadif Figure 1.7 : bilan radiatif net en moyenne annuelle en W/m2 (mesuré au sommet de l atmosphère) (données NCEP I). - 3 déséquilibres fondamentaux : (i) un déséquilibre latéral entre la zone tropicale excédentaireet les zones polaires déficitaires (ii) un déséquilibre vertical avec une surface excédentaire et une atmosphère déficitaire ; (iii) un déséquilibre latéral saisonnier variant au fil de l année en liaison avec l obliquité. -Ces déséquilibres nécessitent des échanges de chaleur non-rayonnants assurés d une part par la circulation atmosphérique et d autre part par la circulation océanique. - La chaleur est transportée sous forme de chaleur sensible et de la chaleur latente.

17 RAPPEL: chaleur sensible & chaleur latente Figure : flux de chaleur latente et sensible en W/m2 (moyenne annuelle). Le signe positif indique que le flux est dirigé de la surface vers l'atmosphère. Le flux est toujours dirigé de la surface vers l'atmosphère dans le cas de la chaleur latente mais pas dans le cas de la chaleur sensible. Le bilan radiatif en instaurant des déséquilibres énergétiques suscite des flux de chaleur non-rayonnant entre les "sources" et les "puits" d'énergie les valeurs les plus élevées se situent dans la zone tropicale et sur ses marges. La géographie globalement zonale de la somme des deux flux est déterminée par l apport de chaleur, plus important au niveau de la surface de la zone tropicale.

18 1.5. La circulation atmosphérique et océanique -La géographie est approximativement zonale dans l hémisphère sud ; - Cette géographie est beaucoup plus perturbée dans l hémisphère nord (surtout en hiver et aux moyennes latitudes) ; - Il existe une variabilité saisonnière ; (i) anticyclones tropicaux et sub-tropicaux (ii) dépression sub-polaire - Cette géographie compliquée répond aux deux facteurs impliqués dans la détermination des pressions de surface ; (i) la température du substratum (ii) le mouvement vertical à proximité de la surface -Cette géographie détermine les vents de surface Figure 1. 8 : pression moyenne ramenée au niveau de la mer en janvier et en juillet (période :fichier GMSLP1 du Hadley Centre)

19 1.5. La circulation atmosphérique et océanique -La géographie est beaucoup plus simple en altitude : hautes pressions tropicales, renforcée et décalée dans l hémisphère d été et basses pressions polaires accentuée dans l hémisphère d hiver. - Cette simplicité observable dés hpa est liée au fait qu un seul facteur détermine les pressions en altitude = la température moyenne de la colonne d air ; chaud = dilatation du volume d air = hautes pressions. -Cette géographie détermine les forts vents d ouest aux moyennes latitudes (renforcés dans l hémisphère d hiver) et les faibles vents tropicaux au-dessus des fuseaux de mousson. Figure 1.9 : Géopotentielmoyen à 500 hpaen janvier et juillet en mètres géopotentiels(période : fichier du National Center for Atmospheric Research).

20 1.5. La circulation atmosphérique et océanique Mouvement compensatoire dans les basses couches des colonnes polaires en direction de l équateur Augmentation du potentiel de la colonne équatoriale Diminution du potentiel des colonnes polaires Création d un gradient barométrique avec écoulement de l air en altitude de l air équatorial en direction des pôles Colonnes d air polaire refroidies et déficitaires du point de vue radiatif Colonne d air équatoriale réchauffée et excédentaire du point de vue radiatif Figure 1.10 : circulation atmosphérique schématique dans le sens méridien (sans rotation de la terre).

21 La circulation atmosphérique aux basses latitudes Figure 1.11 : schéma de la circulation de Hadley.

22 La circulation atmosphérique aux basses latitudes

23 La circulation atmosphérique aux moyennes et hautes latitudes -Les échanges latéraux et verticaux de chaleur se font dans l atmosphère extra-tropicale essentiellement par le biais des perturbations tempérées. -En effet la circulation moyenne en altitude impose un flux d ouest (plus rapide en hiver) entre les hautes pressions tropicales et les basses pressions polaires. -Le transport de chaleur dans le sens méridien peut se réaliser quand la circulation d ouest se ralentit, c est-à-dire quand la géographie des pressions impose un rupture du fluxd WSW-ENE. - L autre forme de transport de chaleur est plus général et est lié aux perturbations tempérées. -Une perturbation tempérée = soulèvement d une masse d air chaudet humide par une masse d air plus froid associé à une dépression mobile + secteurs nuageux s enroulant autour du centre dépressionnaire ; La cyclogénèse(= formation des perturbations tempérées) se produit préférentiellement là où la circulation moyenne impose une convergence d air chaud et d air froid - Les perturbations tempérées persistent de 2 à 5 jours et se décalent en fonction des champs de pression sur des rails privilégiés entre les dépressions sub-polaires et les anticyclones tropicaux - Maximum d activité des perturbations tempérées et trajectoire plus basse en latitude en hiver.

24 La circulation océanique en surface -Les courants marins sont animés par les vents, mais cette action est compliquée par : (i) la composante horizontale de la force de Coriolis (= dérive d Ekman) et (ii) la forme des bassins océaniques. Les courants marins transportent de la chaleur sensible. Le transport maximal se situe vers de latitude (exemple du Gulf Streamdans l Atlantique Nord). -La dérive d Ekman(figure 1.9) correspond à l action du vent à la surface de l océan, assimilé à une «pile d assiettes» progressivement mise en mouvement par la couche supérieure. Figure 1.13: dérive d Ekmandans l HN ; la déviation horizontale se fait sur la gauche dans l HS (source : Université de Floride, ography/lectures/surface_ocean_circulation.ht m)

25 La circulation océanique en surface - La circulation océanique dans les couches supérieures va donc s organiser selon les grands flux de vent à l interface (figure 1.14) Figure 1.14 : principaux vents de surface en hiver boréal (en bleu) et position approximative de la zone de convergence intertropicale (en noir) (source

26 La circulation océanique en surface Figure 1.15 : principaux courants marins de surface

27 La circulation océanique tri-dimensionnelle Figure 1.16 : carte mondiale de la salinité de l eau de mer enpsu(practical salinityunit : 1psu~ 1gr de sel /1 kg) (en surface et à 1000 mètres de profondeur) (source : -La densité est déterminée par deux facteurs : la température (l eau froide est plus dense que l eau chaude) et la salinité -l ajout de sel est primordial pour faire plonger des eaux de surface vers les profondeurs, même si la température des eaux de surfaces est supérieure à celles de profondeur. - La salinité de l eau peut être modifiée par divers processus ; (i) ajout d eau douce (fonte de glace, pluie et/ou neige accrues) ; (ii) enlever de l eau douce en augmentant l évaporation ou en congelant de l eau de mer

28 La circulation océanique tri-dimensionnelle Figure 1.17: animation de la circulationthermohaline(source Climatic ResearchUnit, 2000, uea.ac.uk/cru/info/thc) (1) Le Gulf Stream et la dérive nord-atlantique apporte des eaux chaudes et salées dans l atlantique nord-est (2) Au cours de ce trajet, ces eaux se refroidissent (par émission de chaleur latente et sensible surtout) puis se mélangent progressivement avec les eaux très froides provenant du bassin arctique. Elles atteignent une telle densité qu elles plongent en profondeur au sud et à l est du Groënland ; (3) Ce circuit amenant les eaux de surface dans ce secteur est ne fait inter-connecté à l échelle planétaire avec ; (4) l Atlantique Tropical ; (5) l Atlantique Sud ; (6) L Océan Indien et Pacifique ; (7) un plongeon analogue se produit autour de l Antarctique, au niveau de la Mer de Weddel (8) si on regarde ce qui ce passe en-dessous de la surface, les eaux profondes formées au niveau des deux secteurs du nord de l Atlantique Nord et du pourtour de l Antarctique s étalent sur (9) l ensemble des couches inférieures de tous les océans mondiaux ; (10) ces eaux froides très lentement se réchauffent et remontent vers la surface avec une intensité un peu plus prononcée au niveau de certains secteurs comme les upwellings. (11) le circuit de surface est donc connecté avec la profondeur et le circuit 3D constitue la circulation thermohaline. On estime qu il faut environ 1000 ans pour qu une parcelle d eau plongeant au nord de l Atlantique Nord revoit l atmosphère.

29 La circulation océanique tri-dimensionnelle Figure 1.18 : bloc-diagramme méridien présentant la circulation 3D de l océan Atlantique de (source LDEO, université de Columbia) -Les eaux qui plongent au nord de l Atlantique Nord (North Atlantic Deeep Water: NADW) sont ainsi un tout petit peu plus salées et un peu moins froidesque les eaux antarctiques.

30 A retenir Le système climatique est alimenté en énergie par la rayonnement solaire absorbé (= 240 W/m2 en moyenne planétaire annuelle). Le système émet la même quantité d énergie en direction de l univers afin de maintenir sa température moyenne approximativement constante d une année sur l autre. Autrement dit, la températuremoyenne du système climatique s ajuste afin d équilibrer les gains et les pertes énergétiques vis-à-vis du reste de l univers. La rotondité de la terre détermine fondamentalement une absorption maximale dans la zone tropicale et minimale aux pôles. L obliquité du plan équatorial terrestre sur le plan de l écliptique (= actuellement) est à l origine du cycle saisonnier des températures mais aussi des autres caractéristiques du système climatique. L effet de serre augmente de façon sensible la température de surface et de l atmosphère. Cet effet est lié à quelques traces gazeuses (vapeur d eau, CO2,CH4 etc.) capables d absorber en grande partie le rayonnement infra-rouge. Ces traces absorbent donc beaucoup le rayonnement émis par la surface de la terre, se réchauffe et émettent à leur tour un rayonnement infra-rouge vers le haut et vers le bas, ce dernier étant absorbé par la surface. Le bilan radiatif (somme des gains moins les pertes acquis par rayonnement) est équilibré si on considère une moyenne planétaire et annuelle. Dans le détail,le bilan radiatif présente trois déséquilibres fondamentaux ; (i) entre la zone tropicale et les pôles ; (ii) entre la surface et l atmosphère et (iii) entre l hémisphère d hiver et celui d été.

31 A retenir La circulation océanique et atmosphérique redistribue la chaleur entre les sources excédentaires et les puits déficitaires via les flux verticaux et horizontaux de chaleur sensible et latente. La circulation atmosphérique est fondamentalement différente entre la zone tropicale et la zone tempérée ; dans la première, la redistribution de chaleur se fait sous la forme des circulations de Hadley-Walkerqui combine ascendance de l air au niveau de la ZCIT (plus marquée au-dessus des continents et dans l hémisphère d été) et subsidence au-dessus des tropiques (surtout dans l hémisphère d hiver) et des courants océaniques froids (upwellings des bordures océaniques est) ; dans la seconde, la circulation atmosphérique moyenne redistribue très peu de chaleur dans le sens N-S et ce transfert est assuré par les perturbations tempérées qui sont des phénomènes météorologiques transitoires et mobiles. La circulation océanique de surface est animée par le vent et les courants marins de surface correspondent approximativement aux vents de surface avec des nuances liées à la rotation de la terre. La circulation océanique en-dessous d une centaine de mètres ne dépend plus du vent mais des différences de densité. L eau plonge de la surface vers la profondeur uniquement au nord de l Atlantique Nord et autour de l Antarctique (surtout en Mer de Weddel) et s écoule à partir de ces deux secteurs dans tous les fonds océaniques avant de remonter très lentement avec une vitesse un peu plus importante (mais insensible bien entendu) au niveau des upwellings. La circulation océanique de surface est inter-connectée avec celle de profondeur (= circulation thermo-haline).

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