Le climat – Quatrième épisode – La circulation générale de l’atmosphère

La plupart des processus déjà discutés dans le troisième épisode sont liés à la circulation de l’atmosphère. C’est cette circulation qui transporte la chaleur, la quantité de mouvement, les nuages, l’eau, l’ozone et la pollution dans le monde entier. Le transfert d’énergie vers les pôles est essentiel à l’équilibre énergétique global. C’est lui qui permet de compenser la diminution de la puissance incidente du Soleil avec la latitude. Environ la moitié de ce transfert, d’un montant de plusieurs pétawatts (1 PW = 1015 W) se produisent dans l’atmosphère, et le reste dans les océans. 

Comment circule donc l’atmosphère terrestre?

La circulation océanique est couplée à celle de l’atmosphère par la quantité de mouvement et le transfert de chaleur entre les vents proches de la surface et la surface de l’eau. Si la Terre avait une surface uniforme et ne tournait pas, le chauffage solaire serait maximum au point sub-solaire et zéro partout ailleurs, du côté de la nuit. (Le point sub-solaire est le point situé à la surface de la Terre exactement à la verticale du soleil.) La persistance de cette situation conduirait à une circulation atmosphérique du point sub-solaire vers le point anti-solaire en passant symétriquement autour de l’équateur (voir la figure ci-dessous).

C’est simple, n’est-ce-pas ? Cependant cela ne décrit pas la réalité ! Considérons d’abord le cas de Vénus …

Grâce à l’observation de notre planète soeur, Vénus, nous savons qu’elle ne tourne qu’une fois en 243 jours terrestres. A cette faible vitesse de rotation, le chauffage solaire se redistribue autour de l’équateur de façon assez efficace pour rendre les pôles, situés sur l’axe de rotation, les endroits les plus froids de la planète (comme on en a l’habitude 🙂). De plus, on s’attend à ce que la circulation atmosphérique se compose principalement d’air ascendant dans la région chauffée, d’air descendant lorsque le refroidissement l’emporte sur le réchauffement et une circulation entre les deux.

Dans le cas de Vénus, l’air chaud aux basses latitudes monterait et se déplacerait vers les pôles, se refroidissant au fur et à mesure ; près des pôles, il descendrait et se déplacerait à un niveau plus bas vers l’équateur. (L’air chaud est moins dense que l’air froid et donc reste au dessus 🙂.) L’air complète ainsi une grande circulation appelée cellule de Hadley. Ce schéma simple semble bien décrire la circulation atmosphérique moyenne sur Vénus (voir la deuxième figure ci-dessous)

Circulation générale

Bon, et sur Terre alors ?

Sur Terre, ce schéma n’est hélas pas stable à cause d’une rotation plus rapide de la planète sur elle-même. Au lieu de cela, l’effet Coriolis (ah, voila de la mécanique) ajoute une composante parallèle à l’équateur aux flux en direction des pôles. Cet effet ferme la la circulation dans la cellule de Hadley en forçant le flux nord-sud dans une direction est-ouest avant de pouvoir atteindre les hautes latitudes. Plus loin les cellules se développent et, pour des raisons non intuitives mais démontrables, la rotation de 24 heures de la Terre provoque le développement de trois cellules de circulation dans chaque hémisphère au lieu d’un seul : les cellules de Hadley, de Ferrel et de Polar (voir la troisième figure ci-dessus).


Bref, il faut toujours que ce soit compliqué sur Terre. C’est sans doute pour cela que nous pouvons y vivre 🙂

En plus, cette image simplifiée (non, en plus c’est simplifié ! 🙂) n’est valable qu’en moyenne à long terme de la circulation atmosphérique générale. Elle explique seulement à moitié le transport de chaleur vers les pôles. L’autre moitié du transport méridional total est le résultat de tourbillons, dont font parties les systèmes orageux en latitude moyenne, les vagues et la turbulence sur une large gamme d’échelles de temps et d’espace.

Une question cruciale à laquelle les scientifiques ne peuvent pas répondre avec des modèles ou concepts physiques simples est :

Pourquoi la combinaison de transfert cellulaire et turbulent conduit au gradient de température particulier observé entre l’équateur et le pôle ?

Il s’agit là d’un facteur déterminant du climat et de son changement possible. Un élément de réponse est que le système climatique agit de manière à maximiser le taux de production d’entropie (c’est une espèce de principe directeur ; zut ! , encore de la thermodynamique).

Production d’entropie

Ainsi, il apparaît que le transfert d’énergie dynamique au sein du système climatique tend non seulement vers un état d’entropie maximum, comme l’exige le deuxième loi de la thermodynamique, mais aussi qu’elle va dans cette direction à la vitesse la plus rapide possible. L’explication, en gros, est que les processus impliqués sont complexes et chaotiques, et offrent donc une nombre infini de chemins menant à l’état de désordre maximal.

Chouette alors !, du désordre, du désordre 🙂 

(Le cycle d’absorption, de transfert et d’émission de radiations par le système climatique, qui implique un taux de production d’entropie supérieur à celui du transport de chaleur, n’a pas cette propriété et ne se comporte pas de cette manière.)

Voila voila, j’en ai fini pour cet article 🙂. J’espère que vous l’avez aimé. Si c’est le cas et que vous ne voulez pas raté les suivants, souscrivez à notre lettre et n’hésitez pas àlaisser un commentairepour me faire partager votre avis, vos accords avec ce qui est écrit, vos objections 🙂

Le climat – Troisième épisode – L’atmosphère et le climat

Chère lectrice, cher lecteur, nous voici déjà dans l’épisode 3 des articles sur le climat et je vais décrire ici les effets liés à l’atmosphère sur le climat. Mais pour commencer en musique (ou du moins avec l’image et le son 🙂 ), revoyons d’abord ce qu’est l’effet de serre et quels sont les gaz à effet de serre. Nous décrirons alors comment l’atmosphère a évolué depuis les origines.

On pense que l’atmosphère terrestre primitive se composait principalement d’hydrogène et d’hélium dans des proportions d’environ 2 : 1. Cette atmosphère primitive a disparu en raison : 1) des températures de surface élevées qui prévalaient à l’époque, conduisant à la perte relativement rapide des gaz de faible poids moléculaire dans l’espace et 2) de l’action de piégeage du rayonnement intense et du flux de particules provenant du jeune Soleil dans sa phase ‘T Tauri’, qui fit disparaitre les molécules plus lourdes également.

Plus tard, une atmosphère secondaire a été produite lorsque les gaz ont été expulsés de l’intérieur de la planète. Sa composition était probablement similaire à celle qui est encore libérée par les volcans à l’heure actuelle (principalement de l’H20, avec un faible pourcentage de C02 et de S02, plus de plus petites quantités de CO, S, Cl2, N2 et H2) et des quantités inconnues, mais probablement significatives, de substances volatiles comme le NH3 (ammoniac) et le CH4 (méthane).

La vapeur d’eau se condensa lorsque la planète se refroidit et forma l’océan ; de l’oxygène fut produit par photosynthèse et de l’ozone par photochimie, le tout équilibré par l’échappement continu de gaz légers du haut de l’atmosphère, l’élimination du dioxyde de carbone par la formation de fossiles et la perte d’oxygène par des processus d’oxydation. C’est l’équilibre que nous constatons aujourd’hui.

Ouahhh, que de choses se sont déroulées depuis les origines ! Mais il y a plus … 🙂

Il y a une structure verticale de la température dans l’atmosphère, pourquoi, comment cela s’est-il produit ?

Je vous propose ici trois vidéos qui expliquent quelques concepts thermodynamiques (ou de mécanique des fluides) utiles pour comprendre ce qu’il se passe dans l’atmosphère. Si vous êtes allergiques aux mathématiques, passez simplement votre chemin et retrouvons nous en bas de chaque vidéo pour un résumé en 1 ligne de cette vidéo 🙂

Commençons par voir et comprendre pourquoi il y a une variation de pression avec l’altitude dans l’atmosphère.

Variation de pression avec l’altitude

La pression diminue donc de façon exponentielle avec l’altitude z dans l’atmosphère. C’est d’ailleurs ce qui permet aux avions de savoir à quelle altitude ils sont …

Ensuite, voyons comment le premier principe de la thermodynamique, mis sous forme adéquate pour étudier les transformation isobares (même pression) dans l’atmosphère nous permet de déterminer la variation de température avec l’altitude dans la troposphère.

1er principe de la thermodynamique pour étudier les phénomènes ayant lieu dans l’atmosphère
Variation de température avec l’altitude dans la troposphère

La température diminue donc avec l’altitude à une vitesse de 10°C (ou 10 K) par km, si l’air est sec, dans la troposphère. Brrr, il ne fait pas bon monter trop haut. L’Himalaya, très peu pour moi … 🙂

La structure verticale moyenne de la température de l’atmosphère résulte de l’équilibre entre le chauffage et le refroidissement à différents niveaux est illustré ici :

Variation de température et de pression avec l’altitude dans l’atmosphère

La séparation en grandes régions par la tendance générale à la hausse et la baisse des températures a conduit à l’attribution de noms à ces régions. Ainsi, les 10 km les plus bas, où la température baisse avec l’altitude, à une vitesse à peu près constante, est connue sous le nom de troposphère. ‘Tropos’ vient du mot grec qui signifie « tourner », une référence à l’importance des mouvements convectifs pour le transport vertical de la chaleur.

Convection – pour une poêle et dans l’atmosphère

Rappelons que le gradient adiabatique de la température par rapport à la hauteur, qui est juste stable vis-à-vis de la convection, peut être calculé simplement et vaut environ 10 K km-1, la valeur exacte dependant de la composition, et en particulier de l’humidité.

Au sommet de la troposphère (la tropopause), la température tend à devenir invariante avec la hauteur et l’atmosphère est stratifiée de façon stable (c.-à-d. que les couches d’air n’ont pas tendance à se déplacer ni vers le haut ni vers le bas), d’où le nom de stratosphère pour cette région.

Pour quelle raison ?

La principale différence entre la stratosphère et la troposphère est que, au-dessus de la tropopause, du à une densité atmosphérique plus faible, le rayonnement infrarouge est plus efficace que la dynamique de transfert vertical d’énergie, de sorte que la convection est supprimée. Un mouvement vertical de l’air se produit dans la stratosphère, bien sûr, généralement à cause des flux d’air et de la turbulence, mais pas aussi vigoureusement qu’en dessous de la tropopause, et dans des zones plus limitées.

Plus haut dans la stratosphère, la température recommence à augmenter et, au niveau de la stratopause, la température est presque revenue à la valeur de surface. Le réchauffement responsable de ce comportement est dû en grande partie à l’absorption de rayonnement à courte longueur d’onde provenant du Soleil, principalement dans la partie UV du spectre, et particulièrement par l’ozone. Evidemment, plus la densité diminue, moins l’absorption est importante et la température baisse également, atteignant sa valeur la plus basse (moins de 200K) près d’une altitude d’environ 80 km.

Cette zone où la température baisse continument est appelée la mésosphère. Assez confusément, puisque méso signifie moyen, la stratosphère et la mésosphère sont maintenant collectivement connues sous le nom d’atmosphère moyenne. De plus, l’expression  » basse atmosphère  » est utilisée pour désigner la troposphère et  » haute atmosphère” est utilisé pour tout ce qui est au-dessus de la mésopause.

La haute atmosphère présente des températures très élevées en raison de l’énergie libérée lors de la dissociation des molécules et des atomes atmosphériques sous l’influence des photons solaires énergétiques et des particules de rayons solaires et cosmiques.

Des couches de particules chargées (l’ionosphère) existent également. Bien qu’un peu de physique intéressante s’y trouve, cette région est trop faible en densité pour être d’une grande importance au niveau du bilan énergétique de la Terre ou du climat présent à la surface de la Terre.

On a donc vu jusqu’ici que des variations de pression, de composition et de température existent dans l’atmosphère. Quelle est la résultante de tous ces effets sur la dynamique de l’atmosphère ?

Dans toute l’atmosphère basse et moyenne, la pression varie en fonction de la hauteur. selon les lois familières de l’hydrostatique, comme je l’ai décrit ci plus haut. L’équation hydrostatique prédit que la pression diminue exponentiellement avec la hauteur dans une atmosphère isotherme. De fait, même lorsque les variations de température réelles décrites ci-dessus sont prises en compte, la diminution exponentielle de pression en fonction de la hauteur reste à peu près vraie.

À l’exception de la vapeur d’eau, la composition de la basse atmosphère est à peu près constante partout, puisque les autres constituants principaux (azote, oxygène, dioxyde de carbone et argon) sont en grande partie chimiquement inactifs et ne se condensent pas. Bien que l’oxygène soit important pour la formation d’ozone et que certains composés azotés soient actifs dans le cycle chimique qui détruit l’ozone, la fraction totale des atomes de N et 0 impliqués dans ces réactions est très faible par rapport à ceux qui composent la majeure partie de l’atmosphère sous forme de N2 et 02, de sorte que les abondances de ces derniers restent effectivement constantes.

D’autre part, les constituants mineurs de l’atmosphère peuvent être présents en quantité extrêmement variables et ont un rôle très important dans la physique du climat. La vapeur d’eau  est un puissant absorbeur de rayonnement infrarouge (c’est donc un gaz à effet de serre) et, bien sûr, le niveau d’humidité est un facteur clé dans la production de nuages et du transfert de chaleur latente. Les autres gaz à effet de serre comme le dioxyde de carbone et le méthane sont également des constituants mineurs de l’atmosphère, qui représentent beaucoup moins d’un pour cent du total. Quelques cycles chimiques ayant lieu dans l’atmosphère, comme ceux qui forment et appauvrissent la couche d’ozone stratosphérique, impliquent des gaz qui ne sont présents qu’en parties par million ou en parties par milliards, voire moins …

Par ailleurs, la structure de la température atmosphérique présente des variations, non seulement avec la hauteur, mais aussi avec la latitude et la saison. La figure ci-dessous montre une coupe transversale latitude-altitude de la température moyenne annuelle. 

Remarquons comment la hauteur de la tropopause varie en fonction de la latitude, étant plus élevée dans les régions équatoriales. Elle se trouve à son point le plus bas, souvent à moins de 8 km de la surface, aux latitudes élevées en hiver, et à son plus haut niveau au-dessus de l’Asie du Sud-Est, lors de la mousson d’été, où elle atteint parfois des sommets supérieurs à 18 km. Étant donné que la vitesse à laquelle la température baisse avec l’altitude est à peu près constante partout dans la troposphère, cela signifie que la tropopause est la plus froide dans les tropiques.

La tropopause est une surface dynamique qui peut se déformer et se  » plier « , ce qui apporte de l’air stratosphérique riche en ozone dans la troposphère, et parfois jusqu’à la surface, surtout pendant l’hiver polaire du nord. Le transfert dans la direction opposée se produit principalement dans les tropiques, qui ont les températures de surface les plus élevées et les vitesses de chauffe les plus rapides. Le transfert de la chaleur et de l’humidité vers le haut par convection y est particulièrement vigoureux. L’activité orageuse qui en résulte peut se manifester dans toute la tropopause, ce qui entraîne le transfert de grandes parcelles d’air dans la stratosphère. Il s’agit probablement du principal mécanisme de transfert de l’air troposphérique pollué, y compris les composés chlorés nocifs pour la couche d’ozone, dans la stratosphère.

Voila voila, j’en ai fini pour cet article 🙂 J’espère que vous l’avez aimé. Si c’est le cas et que vous ne voulez pas raté les suivants, souscrivez à notre lettre et n’hésitez pas à laisser un commentaire pour me faire partager votre avis, vos accords avec ce qui est écrit, vos objections 🙂

[1] Elementary Climate Physics

Le climat – 2ème épisode – Rayonnement solaire et bilan énergétique de la Terre

La source de pratiquement toute l’énergie du système climatique est le rayonnement du soleil. D’où provient ce rayonnement énergétique ? Et comment intervient-il dans la balance énergétique de la Terre ?

Nous devons ici nous faire une idée de la façon dont le soleil fonctionne, comment le rayonnement qu’il produit varie avec la longueur d’onde (c’est-à-dire le spectre solaire) et quelle quantité d’énergie atteint une sphère imaginaire à la distance moyenne de la Terre au Soleil (égale à 1,37 kW/m2, appelée la constante solaire).

Commençons tout d’abord par nous rappeler ce qu’est une onde électromagnétique 🙂 :

Onde électromagnétique

Ceci étant fait, et les choses étant claires (du moins je l’espère), voyons alors quels types de réactions ayant lieu dans le coeur du Soleil lui permettent d’être si chaud en surface et donc de permettre à la photosphère d’émettre les rayons que nous recevons sur Terre : la fusion thermonucléaire

Fusion thermonucléaire

Hoho, on avance dans les connaissances, pas vrai ? Bon, je vous embarque maintenant dans une autre petite vidéo pour visualiser à quoi le spectre du soleil ressemble et déterminer sa température de surface grâce à la détermination de son maximum d’émission :

Spectre solaire

Voila, voila, on connait tout, ou presque : la température de surface du soleil est donc d’environ 6000°C et la longueur d’onde du maximum maximum d’émission que nous recevons sur Terre est légèrement en dessous de 500 nm : c’est du bleu. Par contre, si nous considérons la Terre, et la température de sa surface, disons à 27°C pour faire simple, ceci correspond à une température absolue de 300K. Donc, en appliquant la loi de Wien (ou loi de déplacement de Wien), la Terre émet des ondes à des longueurs d’ondes de la dizaine de micromètres, loin dans l’infrarouge. Remarquez que c’est pareil pour nous, êtres humains. Avec notre température corporelle de surface de l’ordre de 20-30°C, nous émettons aussi dans l’infrarouge, d’où l’usage de lunettes permettant de voir l’infrarouge pour nous discerner dans le noir (pour certains jeux comiques ou moins … 🙂 )

Tout va bien ? vous suivez ? Continuons alors !

Le Soleil, comme les autres étoiles, évolue sur de très longues périodes. Par rapport à l’attention actuelle portée sur le climat, l’activité du Soleil passe aussi par des cycles plus courts, par exemple celui marqué par une activité variable des taches solaires. Cependant, depuis le début des mesures, la variation de production du rayonnement solaire observé n’est qu’une fraction de 1%. Un effet beaucoup plus important résulte du fait que la distance de la Terre au Soleil varie au cours de l’année, car l’orbite n’est pas tout à fait circulaire mais présente une excentricité d’environ 3%. Actuellement, cela fait que le flux solaire arrivant sur Terre varie de 1 435 W/m2 le 3 janvier à environ 1 345 W/m2 le 3 juillet.

Obliquité et surfaces éclairées

Quoique l’effet de cette fluctuation de 6% de l’insolation due à l’excentricité de l’orbite de la Terre autour du Soleil peut être détectée par les instruments, elle échappe à tout activité quotidienne parce qu’à un endroit particulier de la planète, le climat est dominé par le cycle saisonnier normal produit par l’inclinaison de l’axe de rotation de la Terre par rapport à la normale au plan de l’écliptique. Cette quantité, appelée l’obliquité, est d’environ 23 °, de sorte que l’angle auquel la lumière du soleil éclaire la surface à une latitude de, disons, 45 °, varie de 22 ° à 68 ° du milieu de l’été au milieu de l’hiver. Puisque l’énergie par unité d’aire à la surface de la Terre dépend du cosinus de l’angle d’incidence, l’obliquité est responsable d’une variation saisonnière moyenne de l’insolation quotidienne de plus de 100% à cette latitude (Aïe aïe aïe 🙂 ). Il est également responsable du phénomène de la « nuit polaire » dans les cercles arctique et antarctique.

Emission – absorption – réflection – diffusion

Une variable climatique importante, mais plus insaisissable, est la fraction de l’énergie solaire incidente effectivement absorbée par la planète dans son ensemble. La fraction de l’énergie qui est réfléchie ou diffusée dans l’espace sans être absorbée, qui dans le cas de la Terre vaut environ 30%, est appelé l’albédo de la planète. La fraction (1 – albédo) de la constante solaire qui est disponible pour alimenter le système climatique de la Terre peut varier d’un grand facteur parce que l’albédo est en grande partie déterminé par la quantité et le type de nuages ​​présents à un moment donné. Bien entendu, cela fluctue considérablement de jour en jour, voire d’heure en heure et il est très difficile de mesurer les propriétés globales des nuages de manière précise sur des bases suffisamment larges et systématiques.

L’albédo de la Terre n’est pas non plus une quantité facile à mesurer directement : elle nécessite non seulement une plateforme dans l’espace mais aussi des mesures sur toutes les angles d’émission, sur toutes les longueurs d’onde et elle doit être effectuée sur l’ensemble de la surface éclairée de la planète, le tout simultanément. Évidemment, cela n’est pas possible avec un seul satellite, ou un nombre fini de satellites, et, avec les systèmes de mesures actuelles, même une estimation raisonnablement complète est difficile. Il existe néanmoins certaines évidences que la valeur moyenne mensuelle varie de 20% annuellement, avec des tendances à long terme encore totalement inconnues à l’heure actuelle. Une si grande variabilité, si elle était confirmée, dominerait toutes les autres incertitudes concernant le bilan budgétaire de la Terre, l’équation fondamentale sur laquelle le climat dépend finalement.

Réflection – Albédo

En moyenne, environ la moitié de l’énergie du Soleil qui arrive sur la Terre atteint la surface. Le reste est soit réfléchi dans l’espace, principalement par les nuages, mais aussi par réflexion sur la surface de la Terre et diffusion dans l’atmosphère soit absorbé dans l’atmosphère. Néanmoins et fort heureusement, la plupart de l’absorption atmosphérique est due à des constituants mineurs, c’est-à-dire ceux présents en très petites proportions, car les principaux composants tels l’azote et l’oxygène sont en grande partie transparents à la lumière du soleil sauf aux très courtes (ultraviolets, UV) longueurs d’onde. Les raisons pour lesquelles certains gaz interagissent avec les rayonnements visible et l’infrarouge, alors que d’autres non, sont une conséquence des propriétés de symétrie de la molécule de gaz considérée.

Réactivité moléculaire dans l’atmosphère

Comme la Terre dans son ensemble absorbe en permanence 70% de l’énergie du soleil, ce qui correspond à une puissance absorbée d’environ 2 x 1017 W, la même quantité d’énergie doit être perdue au même rythme afin de maintenir un équilibre global. Ceci se fait également par rayonnement mais, dans ce cas, à de plus grandes longueurs d’onde, dans l’infrarouge. En final, toute l’énergie absorbée doit être renvoyée dans l’espace car nous observons qu’en moyenne, sur de longues durées, la planète ne se réchauffe ni ne se refroidit. Ceci est vrai même si le phénomène de «réchauffement de la planète» se produit, car ce dernier consiste en un réchauffement de la surface dû à un changement de structure de la température de l’atmosphère et pas à une augmentation du taux de réchauffement ou de refroidissement de la Terre dans son ensemble.

Le bilan énergétique moyen doit s’équilibrer, pas seulement pour la planète entière, mais aussi pour ses différentes régions, de la plus grande à la plus petite échelle. En particulier, puisque les régions équatoriales reçoivent beaucoup plus d’énergie du Soleil que les régions polaires, tandis que le refroidissement du globe terrestre est presque identique partout, l’océan et l’atmosphère doivent circuler de façon à transporter la chaleur vers les pôles afin de maintenir un équilibre énergétique.

Bilan énergétique

Nous examinerons la dynamique de l’atmosphère et de l’océan et les rôles joués par leurs circulations sur le climat dans les prochains articles.

Voila voila, J’espère que vous avez aimé cet article. Si c’est le cas et que vous ne voulez pas raté les suivants, souscrivez à notre lettre et n’hésitez pas à laisser un commentaire pour me faire partager votre avis, vos accords avec ce qui est écrit, vos objections 🙂

[1] Elementary Climate Physics

Le climat – 1er épisode- Qu’est-ce que c’est ? – introduction

Chères lectrices et chers lecteurs, bonjour 🙂

Je démarre ici une petite série d’articles sur le climat pour mieux comprendre les tenants et aboutissants de cette thématique et surtout se rendre compte des effets de nos actions quotidiennes sur son évolution.

Mais ne précipitons rien, commençons d’abord par cerner ce que l’on entend par climat et déterminons ses influenceurs …

Le «système» climatique comprend principalement la terre, les océans et la glace à la surface de notre Terre, l’atmosphère qui la recouvre, et le rayonnement solaire qui fournit de l’énergie. Tous ces éléments interagissent pour produire les conditions sur et autour de la surface de notre planète que nous appelons le climat. Tandis que le terme peut faire référence à l’état moyen (moyenne sur l’espace st sur le temps) de l’ensemble du système, l’accent est généralement mis sur les paramètres qui affectent le plus la vie sur la planète, en particulier la température de surface, et ses variations saisonnière et globale.

Comme facteurs aussi important que la température, on trouve l’abondance en oxygène dans l’atmosphère et la pression moyenne de surface (pression atmosphérique). Des facteurs tels que la couverture nuageuse, les champs de vitesses du vent et de quantités de précipitations, sujets aux fluctuations naturelles et aux changements à long terme, sont aussi considérés comme faisant partie du climat.

Les physiciens du climat cherchent à pouvoir calculer l’état du climat à partir d’une compréhension des lois physiques qui le régissent. Ils veulent comprendre à quel point il est stable et comment il peut changer en réponse à une perturbation, plus ou moins importante, externe ou interne. La variabilité solaire, ou l’impact d’un gros météore ou d’une comète sur la Terre sont des exemples de perturbations externes. Les changements d’abondance de constituants mineurs de l’atmosphère, dus au volcanisme ou à la pollution par les activités industrielles et autres activités humaines sont des exemples de perturbations internes.

Tout cela est extrêmement complexe et, pour comprendre et prévoir le climat, il faut tirer parti d’une vaste gamme de disciplines en physique. En voici une liste non exhaustive :

1 Les processus dans le Soleil qui produisent son spectre électromagnétique
2 les interactions entre les photons solaires et les molécules atmosphériques
3 l’effet du rayonnement solaire sur la composition atmosphérique (photochimie)
4 la thermodynamique de l’atmosphère
5 la dynamique des fluides de l’atmosphère et de l’océan
6 les phénomènes de transfert radiatif dans l’atmosphère
7 la physique des nuages
8 les mesures géophysiques, y compris les observations à distance des satellites
9 la modélisation numérique du climat, y compris des modèles prédictifs couplant les phénomènes océaniques et atmosphériques.

Principales composantes et relations du système climatique

Dans cet article et les suivants, nous examinerons, de façon simple, un par un, ces différentes composantes et disciplines 🙂 Mais revenons d’abord à la question principale : qu’est ce que le climat ?

L’adage « le climat est ce que l’on attend et le temps qu’il fait est ce que l’on obtient » attribué au météorologiste britannique L.F. Richardson, bien qu’il ait peut-être cité Mark Twain, traduit utilement les différences fondamentales entre les deux. Le climat est l’état moyen du géosystème, en particulier à la surface, après que les fluctuations aléatoires (au hasard) diurnes (jour-nuit), saisonnières (hiver-été) ou interannuelles (d’une année à l’autre) aient été moyennées. Ainsi, les systèmes météorologiques, qui ne durent que quelques jours, ne contribuent au climat que dans un sens statistique moyen et, lorsque l’on parle de changement climatique, ce ne peut être que quelque chose qui peut être détecté par des mesures couvrant plusieurs années au moins.

La température est la variable climatique clé, et lorsque l’on choisit un seul paramètre pour représenter le climat et le changement climatique, il s’agit généralement de la température moyenne de la surface de la Terre. Souvent les distributions (liées aux variations) de cette température avec la hauteur et à travers les diverses régions du monde sont également d’intérêt, ainsi que leur investigation sur des échelles de temps saisonnières, annuelles ou même de l’ordre de la décennie.

Bien entendu, les climatologues s’intéressent également à d’autres quantités comme l’humidité, les précipitations, la quantité de nuages, la force des vents et leur direction en termes de leur comportement statistique au cours du temps. L’essentiel est de découvrir et comprendre, comment et pourquoi certains événements extrêmes – ouragans, par exemple, ou sécheresse – se produisent chaque année, et comment cela peut changer à long terme, afin d’annoncer ces événements et de protéger la population de leurs effets dévastateurs …

Les prévisions météorologiques, sur des échelles de temps de quelques jours, sont complexes et exigent de vastes ressources, tant au niveaux humain que matériel. Encore aujourd’hui, même les prévisions à court terme sont parfois (souvent 🙂 ) inexactes, même si une amélioration constante est clairement visible, grâce au développement de modèles (constructions mathématique et / ou numérique) météorologiques, de l’obtention accrue de meilleures données et l’utilisation d’ordinateurs de plus en plus rapides.

Des prévisions annuelles, voire sur des décennies ou plus dans le futur, restent impossibles quant à elles (et ce sera toujours le cas) si nous demandons le même genre de détail que nous avons dans les prévisions à deux ou trois jours sur de telles échelles de temps. Toutefois, si nous réduisons les exigences de résolution spatiale et temporelle à des échelles d’un continent et de l’année (ou au moins saisonnière), respectivement, alors il devrait être possible, dans un proche futur, de prédire le climat. La première étape consiste à pouvoir construire des modèles qui montrent comment le climat actuel est généré. Ensuite, il s’agira d’utiliser ces modèles adéquatement pour tenir compte des variations passées avant de faire face à l‘impressionnante tâche de prédire l’avenir et du rôle de l’homme dans cet avenir.

Comme vous l’avez compris, comprendre l’origine du climat actuel et pouvoir le prédire sont des tâches extrêmement difficiles. Je ne suis pas moi-même un expert dans ce domaine, mais je vais essayer de faire un bout de chemin avec vous dans cette direction. L’introduction que vous pouvez lire ici est essentiellement une traduction légèrement personnelle (c’est-à-dire pas complètement fidèle) du chapitre introductif de l’excellent livre de F. W. Taylor [1].

J’espère que vous avez aimé cet article, souscrivez à notre lettre et n’hésitez pas à laisser un commentaire pour me faire partager votre avis, vos accords avec ce qui est écrit, vos objections 🙂

[1] Elementary Climate Physics