Le climat – Sixième épisode – Transfert radiatif dans l’atmosphère

Dans le système climatique, l’énergie est transférée de deux manières principales : 1) par des mouvements dans l’atmosphère et l’océan, qui transportent l’air et l’eau chauds dans des régions plus froides et inversement, et 2) par transfert radiatif infrarouge, cette fois uniquement dans l’atmosphère, car l’océan est trop opaque pour permettre des transferts importants. 

La théorie du transfert radiatif, qui est un peu trop complexe pour être présentée ici 🙂, peut être décomposée en deux parties, qui concernent respectivement les rayonnements solaire (ondes courtes)et planétaire (ondes longues).

La grande différence entre les deux est que le premier (rayonnement solaire), bien qu’il soit absorbé et dispersé dans l’atmosphère, provient uniquement du soleil. Le second, le rayonnement planétaire, est lui émis par la terre, l’océan et toutes les parties de l’atmosphère. Les deux régimes se chevauchent à peine en longueur d’onde : pratiquement tout le flux d’énergie solaire est contenu dans la plage allant de 0,2 à environ 5,0 micromètres, qui comprend bien sûr la plage visible ainsi que les UV et le proche infrarouge. Aux contraire, les émissions planétaires ou terrestres se produisent entre 5,0 et 100 micromètres, souvent appelé le domaine de l‘infrarouge thermique.

Distributions de l’intensité émise par le Soleil et la Terre en fonction de la longueur d’onde

Parce que les couches de l’atmosphère sont toutes émettrices et absorbantes en même temps, le calcul détaillé des bilans énergétiques résultants et du profil de température à l’équilibre nécessitent des formules assez compliquées que nous ne présenterons pas 😞

Gardons les choses simples, n’est-ce pas ? 🙂

La théorie de le la radiation, basée sur la loi de radiation de Planck et les lois du transfert radiatif, affine notre compréhension des sources et des puits d’énergie dans l’atmosphère elle-même et nous permet d’étudier des concepts simplifiés comme des atmosphères en équilibre radiatif et de comprendre le bilan énergétique qui a lieu au niveau de la surface de la Terre.

Ainsi, l’absorption atmosphérique dans les deux régimes et l’émission dans l’infrarouge sont régis par les principes de la spectroscopie moléculaire qui décrivent l’interaction entre les molécules atmosphériques et les photons d’origine solaire et planétaire.

Ces lois conduisent à l’absorption et à l’émission dans des raies spectrales, regroupées en bandes, qui absorbent et émettent seulement à des longueurs d’ondes spécifiques qui sont différentes pour chaque espèce moléculaire. Elles expliquent également pourquoi les constituants mineurs de l’atmosphère comme le dioxyde de carbone sont si importants : ils ont de nombreuses bandes dans l’infrarouge, tandis que les espèces principales N2 et 02, en raison de leur simplicité et symétrie, n’en ont pas.

Une compréhension détaillée du transfert radiatif est également essentielle pour calculer la distribution en longueur d’onde de l’intensité du rayonnement quittant le sommet de l’atmosphère.

Les détails de cette distribution dépendent des profils de la température et de la composition de l’atmosphère située en-dessous. Leurs mesures et analyse constituent les bases des techniques de télédétection, qui dominent actuellement les mesures du système terrestre. Sans ces mesures, aucune compréhension quantitative de la physique du climat ne serait possible.

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 commentairepour me faire partager votre avis, vos accords avec ce qui est écrit, vos objections 

[1] Elementary Climate Physics

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