2. La mise en évidence de la variabilité climatique à plusieurs
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2. La mise en évidence de la variabilité climatique à plusieurs échelles de temps Plan du chapitre 2.1. Evolution des Températures moyennes en surface 2.1.1. Les variations thermiques depuis 1850 2.1.2. Les variations thermiques sur le long terme 2.2. Evolution contemporaine de quelques autres paramètres climatiques 2.2.1. Les précipitations 2.2.2. La banquise et les glaces 2.3. Etat moyen et variabilité 2.4. « Régulation » et « emballement » 2.5. Exemple de boucles de rétroaction importantes du système climatique 2.5.1. La vapeur d’eau et la température de surface 2.5.2. La nébulosité et la température de surface 2.5.3. Le gradient thermique pôle-équateur et la circulation thermohaline 2.5.4. La température et la glace et la neige 2.5.5. Le recyclage de l’eau par les surfaces continentales 2.6. A retenir 2.1. Evolution des températures moyennes en surface (TMS) 2.1.1. Les variations thermiques depuis 1850 • TMS a augmenté de près de 1°C depuis la fin du 19ème siècle jusqu’à la fin du 20ème siècle. La valeur admise par la communauté scientifique est de +0.6° (+/- 0.2°C) de 1856 à la fin du XXème siècle. Cette hausse n’est cependant pas régulière et on peut distinguer quatre phases : (i) une phase stationnaire de 1856 à 1920 environ avec à l’intérieur des phases plus ou moins froides ; (ii) une première hausse de 1920 à 1940 environ où la TMS augmente de près de 0.5°C ; (iii) une phase de stagnation de 1940 à 1980 (avec même une petite baisse dans l’hémisphère nord) ; (iv) une seconde phase de hausse à partir de la fin des années 70 et du début des années 80. Figure 2.1 : anomalies thermiques moyennes en surface de 1856 à 2003 pour l’hémisphère nord, l’hémisphère sud et la moyenne globale. Les valeurs sont exprimées en anomalies par rapport à la période 1961-1990 et les courbes représentent une moyenne lissée sur 5 ans (source : http://www.cru.uea.ac.uk). • Des variations importantes peuvent se produire sur des échelles de temps brèves. Par exemple, à l’échelle globale, la TMS diminue de 0.3°C de 1998 à 2000 ou bien elle augmente de presque 0.4°C de 1876 à 1878. 2.1. Evolution des températures moyennes en surface (TMS) 2.1.1. Les variations thermiques depuis 1850 Figure 2.2 : tendance linéaire de la température de surface entre 1976 et 2000 (en °C par décennie) (source : http://www.ipcc.ch/) • La température augmente presque partout excepté sur quelques secteurs très précis dans les océans de l’hémisphère sud et quelques points de l’hémisphère nord. - est particulièrement forte sur l’est et le centre de l’Amérique du Nord, l’Europe (surtout au NE) et l’est de l’Eurasie. - globalement moins importante dans la zone tropicale. Cela montre donc que la hausse planétaire est largement modulée dans l’espace et qu’un facteur potentiel à l’échelle planétaire peut également être modulé avec d’autres facteurs aux échelles spatiales inférieures. 2.1. Evolution des températures moyennes en surface (TMS) 2.1.1. Les variations thermiques depuis 1850 Figure 2.3 : température moyenne annuelle de surface en France métropolitaine + Corse (source :Météo-France) • La température moyenne en surface en France est restée relativement stable jusqu’au milieu des années 1980 puis a ensuite augmenté assez nettement. On passe ainsi de 11°C vers 1985 à 13°C à la fin de la période. En général, aux moyennes latitudes, les écarts par rapport à la moyenne sont principalement dues aux anomalies hivernales (mais il y a des exceptions comme les anomalies positives de +4°C à +6°C enregistrées en août 2003 …). Les forts écarts négatifs en 1956, 1962-63, 1978-79, 1985-87 et 1996 sont dues principalement à des hivers anormalement froids. • Les 10 années les plus chaudes en France se produisent après 1989 comme pour la moyenne globale et celle de l’hémisphère nord. 2.1. Evolution des températures moyennes en surface (TMS) 2.1.1. Les variations thermiques depuis 1850 • les anomalies thermiques sont systématiquement négatives (positives) en hiver pour les années anormalement froides (chaudes) en France. Figure 2.4 : anomalies thermiques enregistrées de part et d’autre de l’Atlantique Nord en décembrefévrierpar rapport à la moyenne 1961-1990 (moyenne = –7.8°C en Amérique du Nord et +6.7°C enFrance) • Les anomalies de l’autre coté de l’Atlantique pour ces 10 années sont parfois en phase (comme en 1963, 1997, 2002) mais aussi parfois en opposition de phase (comme en 1985, 1987, 1959, 1961, 1994). • Les mouvements « lents » se retrouvent cependant dans les deux cas et correspondent à ceux observés sur la moyenne planétaire, à savoir des anomalies majoritairement froides observées avant 1920 et majoritairement chaudes après 1980. 2.1. Evolution des températures moyennes en surface (TMS) 2.1.2. Les variations thermiques sur le long terme • La TMS a augmenté de 0.8°C environ depuis la fin du XIX° siècle avec deux phases de hausses plus importantes (années 1920-1940 puis depuis 1975 environ). • Sur une période plus longue, la TMS est assez stable avec une baisse notable entre 1600 et 1900 (appelée le « petit âge glaciaire»). La période actuelle ne semble guère plus chaude de celle de « l’optimum médiéval » entre 1100 et 1350. Figure 2.5 : évolution lissée de la température moyenne annuelle de surface (moyenne de l’hémisphère nord en anomalies en °C par rapport à la période 1000-1993) reconstruite à partir de diverses sources (source des données : Crowley, T.J., 2000, Causes of limate Change Over the Past 1000 Years, IGBP PAGES/World Data Center for Paleoclimatology Data Contribution Series #2000-045. NOAA/NGDC Paleoclimatology Program, Boulder CO, USA). 2.1. Evolution des températures moyennes en surface (TMS) 2.1.2. Les variations thermiques sur le long terme • les variations thermiques enregistrées à Vostok représentent de façon correcte l’amplitude et la phase des variations thermiques moyennes planétaires. • Les périodes inter-glaciaires durent moins longtemps que les périodes glaciaires et le pic de la glaciation est atteint à la fin des périodes glaciaires. La transition glaciaire / inter-glaciaire est ainsi très brutale et la température peut varier de près de 10°C en moins de 5000 ans. • Sur une période encore plus longue (figure 2.7) les températures oscillent sur une période de 100000 ans depuis 800000 ans environ et sur une période plus courte (de l’ordre de 40000 ans) de 800000 ans à 2.5 millions d’années avant le présent. Figure 2.6 : estimation des évolutions thermiques à Vostok sur 4 échelles temporelles (au-dessus de l’inversion thermique) d’après une analyse des bulles de glace (source des données : Petit, J.R., et al., 2001, Vostok Ice Core Data for 420,000 Years, IGBP PAGES/World Data Center for Paleoclimatology Data contribution Series #2001076. NOAA/NGDC Paleoclimatology Program, Boulder CO, USA). Les valeurs correspondent à des anomalies par rapport à l’actuel. • la TMS a diminué depuis la fin du secondaire jusqu’au quaternaire, de façon discontinue. Le tertiaire représente par exemple une période beaucoup plus chaude que l’actuel 2.1. Evolution des températures moyennes en surface (TMS) 2.1.2. Les variations thermiques sur le long terme Figure 2.7 : variation de la TMS globale au quaternaire selon diverses sources paléo-climatiques. 2.2. Evolution contemporaine d’autres paramètres climatiques 2.2.1. Les précipitations Figure 2.8 : évolution tendancielle des précipitations saisonnières (en % par siècle). Les valeurs sur les côtés de chaque carte donnent une estimation de la moyenne zonale. (source : http://www.grida. no/climate/ipcc_tar/wg1/077.htm). 2.2. Evolution contemporaine d’autres paramètres climatiques 2.2.1. Les précipitations Figure 2.9 : quelques exemples d’évolution pluviométriques (source des données : http://www.cru.uea.ac.uk/). 2.2. Evolution contemporaine d’autres paramètres climatiques 2.2.2. La banquise et la glace • Les glaciers continentaux montrent une évolution composite mais en général leur extension a diminué depuis la fin du XIXème siècle • La banquise marine du bassin arctique et autour de l’Antarctique est suivie avec les images satellites depuis 1970 environ. Figure 2.10 : évolution de la longueur totale de quelques glaciers continentaux. L’échelle est de 1 km (par exemple, le premier glacier indiqué, le Hansbreen aux Spitzberg diminue de près de 2 km depuisle début du XXème siècle). (source http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/064.htm). 2.2. Evolution contemporaine d’autres paramètres climatiques 2.2.2. La banquise et la glace Figure 2.11 : anomalies mensuelles de la surface occupée par la banquise arctique (en 100 km2) par rapport à la moyenne 1973-1996 d’après les enregistrements satellitaux (source : http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/062.htm) • Dans le bassin arctique, il y a une baisse assez nette de l’extension de la couverture englacée sur les 30 dernières années, principalement un décrochement de part et d’autre de 1979. 2.2. Evolution contemporaine d’autres paramètres climatiques 2.2.2. La banquise et la glace Figure 2.12 : extension moyenne saisonnière de la couverture de glace dans l’hémisphère nord depuis le début du 20ème siècle d’après des données in-situ avant 1973 puis via les données satellitales depuis cette date (source : http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/062.htm) • amincissement de la banquise arctique très net entre 1 et presque 2 m ! (maximum dans l’hémisphère est). 2.2. Evolution contemporaine d’autres paramètres climatiques 2.2.2. La banquise et la glace Figure 2.14 : anomalies mensuelles de la surface occupée par la banquise antarctique (en millions de km2) par rapport à la moyenne 1973-1996 d’après les enregistrements satellitaux (source : http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/062.htm) Figure 2.13 : évolution de l’épaisseur moyenne de la glace dans le bassin arctique entre 1958-76 et1993-97 et estimation de l’évolution entre ces deux périodes (source : http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/062.htm) de l’extension moyenne saisonnière de la banquise antarctique entre 1973 et 1977 2.3. Etat moyen et variabilité • L’état du système climatique évolue de façon plus ou moins régulière à toutes les échelles de temps. De même, il existe des variations spatiales et une moyenne planétaire cache assez fréquemment des différences spatiales, aussi bien dans le sens horizontal que vertical. Ceci montre qu’il faut toujours considérer le contexte spatio-temporel d’une variation climatique quelconque. • La température moyenne du système climatique (mais c’est une mesure assez abstraite) ne dépend que du bilan radiatif planétaire et ses variations ne dépendent que des variations du bilan radiatif • Quand on discrétise la température entre différents éléments du système climatique ou bien entre différents niveaux, ou bien encore, entre différentes régions, on fait intervenir les mécanismes de répartition de la chaleur au sein du système climatique • L’état du système climatique à un instant (t) correspond à l’ajustement par rapport à des conditions données par ailleurs (= les « forçages externes ») sur une période plus ou moins longue ; prenons l’exemple du cycle saisonnier des températures aux moyennes latitudes (figure 2.15) 2.3. Etat moyen et variabilité Figure 2.15 : illustration de l’action d’un forçage externe et de la réponse climatique : l’exemple du cycle annuel da rayonnement solaire et des températures moyennes mensuelles. 2.3. Etat moyen et variabilité on distingue plusieurs types de variation temporelle : 1. tendances et seuils[1] = changement de la moyenne / du niveau d’équilibre du climat : évolution monotonique (c’est-à-dire dans un seul sens) linéaire ou non-linéaire, graduelle (= tendance) ou bien brutale (= seuils). Aucune méthode statistique ne permet de distinguer dans l’absolu entre ces différentes possibilités. 2. cycles et quasi-cycles[2] = variation plus ou moins régulières autour de la moyenne = régulation du climat. Un cycle se définit indifféremment par sa période (= durée entre deux pics) ou sa fréquence (= nombre de cycle par unité de temps), ainsi que par son amplitude (écart entre un minimum et un maximum successif). 3. bruit = variation aléatoire autour de la moyenne = régulation du climat et/ou intervention des phénomènes aléatoires (le phénomène en lui-même n’est pas obligatoirement aléatoire mais sa fréquence d’intervention sur le climat est aléatoire : exemple ; les éruptions volcaniques). 2.4. « Régulation » et « emballement » le système climatique est constamment en recherche d’équilibre (ou d’ajustement) par rapport aux forçages externes variables. La réponse par rapport à une perturbation induite par un forçage externe peut se résumer théoriquement à trois cas : (1) le retour à l’équilibre antérieur (système stable, cf. figure 2.16) ; • Dans le cas du système stable (par exemple, une bille placée au fond d’une dépression), une perturbation va modifier temporairement l’état initial mais au bout d’un certain temps (= phase d’équilibrage ou d’ajustement), le système retrouve son état antérieur. Sur le long terme, les conditions moyennes sont donc stationnaires et le système a, en quelque sorte, régulé la perturbation. Figure 2.16 : la réponse à une perturbation à partir d’un équilibre stable. 2.4. « Régulation » et « emballement » (2) l’éloignement irrémédiable de l’équilibre antérieur (équilibre instable, cf. figure 2.17) • Dans le cas d’un équilibre instable (un système ne peut pas être totalement instable), une perturbation éloigne irrémédiablement le système de son état intérieur à la perturbation. Après la phase d’équilibrage ou d’ajustement, le système se situe sur un nouvel état d’équilibre différent (dans l’exemple, cet équilibre est stable) de l’état initial. Le système a donc subi dans ce cas un changement des conditions moyennes. Figure 2.17 : la réponse à une perturbation à partir d’un équilibre instable. 2.4. « Régulation » et « emballement » (3) le mélange des deux (système métastable ; cf. figure 2.18). • Dans le dernier cas (figure 2.18), le système reste stable si la perturbation n’est pas suffisante pour faire franchir un seuil quelconque. On est alors dans le cadre d’un système stable mais si la perturbation est suffisante (en instantané ou en cumulé) pour faire franchir un seuil, alors le système va quitter irrémédiablement son état initial et gagner un nouvel état d’équilibre. Dans ce cas, on parle de système méta-stable et l’évolution à long terme dépend de l’amplitude des perturbations et des seuils. Figure 2.18 : la réponse à une perturbation dans un système méta-stable. 2.5. Exemple de boucles de rétroaction importantes du SC 2.5.1. La vapeur d’eau et la température de surface • Si la température augmente pour une raison quelconque, l’air peut contenir plus de vapeur d’eau si on lui en fournit (c’est toujours possible au-dessus des océans) et il y a plus d’énergie disponible pour alimenter l’évaporation. Or, si on augmente la vapeur d’eau dans l’atmosphère, l’effet de serre augmente et la température augmente … • C’est l’inverse si on démarre d’une diminution des températures ; la température baisse = baisse de la pression de vapeur admissible dans l’air = baisse de la vapeur d’eau atmosphérique = diminution de l’effet de serre = baisse de la température. • Dans les deux cas, le signal de départ est amplifié = boucle de rétroaction positive 2.5. Exemple de boucles de rétroaction importantes du SC 2.5.2. La nébulosité et la température de surface • L’effet refroidissant dépend de la différence d’albédo entre la surface et celui du sommet d’un nuage et de la quantité de rayonnement incident. • Les nuages exercent un effet réchauffant en absorbant le rayonnement IR émis par la surface terrestre et en émettant un rayonnement IR vers le haut plus faible puisque le sommet du nuage est plus froid que la surface terrestre • Pour les nuages bas stratiformes, l'effet refroidissant domine nettement l'effet réchauffant et d'autant plus que les gouttelettes d'eau sont petites. • Le sens de la boucle de rétroaction liant température et nébulosité dépend donc énormément du type de nuage impliqué. 2.5. Exemple de boucles de rétroaction importantes du SC 2.5.3. Le gradient thermique pôle-équateur et la circulation thermohaline • La circulation thermohaline participe aux échanges thermiques entre zone tropicale et polaire (cf. section 1.1.5.) : elle doit sa naissance et tend dans le même temps à diminuer les écarts thermiques méridiens entre les deux. • Si les transferts thermiques zone polaire – zone tropicale deviennent moins nécessaires (par abaissement du gradient thermique méridien par exemple), la circulation thermohaline s'affaiblit ce qui diminue le transport de chaleur vers les pôles en surface ce qui tend à augmenter le gradient thermique méridien (c’est donc une boucle de rétroaction négative qui fonctionne comme un thermostat). 2.5. Exemple de boucles de rétroaction importantes du SC 2.5.4. La température et la glace et la neige • Les surfaces couvertes de glace et de neige ont un albédo très important (> 0.8). N'importe quel réchauffement qui expose des terres nues ou de l'océan libre (albédo en général < 0.1-0.2), auparavant enneigés ou englacés, change de façon drastique l'albédo de surface. • Si la température , l’espace concerné et la durée de la couverture neigeuse / glacée , ce qui considérablement la quantité d’énergie absorbée, ce qui la température ; on est donc bien dans le cadre d’une boucle de rétroaction positive (le signal initial (= hausse de la température) est amplifié par la boucle de rétroaction). • Seulement, on maîtrise très mal la réaction combinée de la nébulosité. De même, il est très difficile de simuler l'épaisseur de la glace. Cess et al. (1990) ont ainsi montré que l'augmentation des surfaces d'eaux libres dans l’océan Arctique associée à une diminution de l’extension de la banquise entraînait un accroissement de la couverture nuageuse stratiforme (car l’atmosphère polaire est fondamentalement stable dans les basses couches et interdit les mouvements convectifs puissants) et donc une baisse des température de surface (cf. section 1.2.4.2), soit une boucle de rétroaction négative ! 2.5. Exemple de boucles de rétroaction importantes du SC 2.5.5. Le recyclage de l’eau par les surfaces continentales • Le schéma de Charney représente un exemple boucle de rétroaction impliquant la biosphère et l'atmosphère ; ce schéma a d’abord été établi pour la bande sahélienne au milieu des années 70 ; • surpâturage => augmentation de l'albédo de surface => diminution de la radiation solaire absorbée => moins de chaleur sensible disponible avec un refroidissement des basses couches de l'atmosphère => augmentation de la subsidence verticale pour compenser le déficit radiatif => stabilisation et assèchement de la colonne d'air ce qui donne peu de chances à la végétation de se reconstituer. • Charney a ensuite amélioré son modèle en incluant l'effet de l'eau et en introduisant notamment un modèle plus complexe de sol. Il a ainsi comparé l'impact d'une augmentation de l'albédo pour une région humide et une région sèche. Or il a montré que dans le cas d'un sol humide, la réduction de la couverture nuageuse compense la hausse de l'albédo et de cette façon modifie assez peu la radiation solaire absorbée. Par exemple, pour le Sahel (Charney et al. 1977) ; Tableau 2.2 : bilan radiatif (en W/m2) dans le cas où une couverture herbacée continue, c’est-à-dire une savane, (albédo = 0.14) est remplacée par un désert (albédo = 0.35) (in Charney et al. 1977). 2.5. Exemple de boucles de rétroaction importantes du SC 2.5.5. Le recyclage de l’eau par les surfaces continentales Tableau 2.3 : bilan radiatif (en W/m2) moyen des continents (entre 20° et 60°N en été) dans le casd’un sol saturé en humidité et d’un sol sec (in. Shukla et Mintz, 1984). • ce mécanisme, plausible physiquement, n’est pas le facteur explicatif prédominant de la baisse des précipitations sahéliennes car on n’y a pas constaté d’augmentation notable de l’albédo : or, cette variation est une des clefs de voûte du mécanisme de Charney. • Dans une modélisation plus globale, Shukla et Mintz (1984) ont effectué une simulation pour répondre à la question "Que se passe t'il si toutes les surfaces continentales étaient humides ou sèches). ?". donnant une idée du recyclage local de la vapeur d'eau. Exemple des surfaces continentales en été entre 20 et 60°N. • il s'ensuit une dramatique des précipitations dans le cas d'un sol sec (par échauffement du sol et absence de vapeur d'eau disponible). Les températures de surface augmentent de 15-30°C dans le cas des sols secs par rapport aux sols humides. • Ces deux exemples montrent qu’il existe une boucle de rétroaction positive entre la végétation, le contenu en eau du sol et les précipitations et illustrent donc le mécanisme du recyclage « local » de l’eau. 2.6. A retenir La température moyenne de surface a varié de 1°C à 2°C environ au maximum depuis le début de l’holocène. La variation peut atteindre 10°C au quaternaire entre les périodes glaciaires et interglaciaires (dernier maximum glaciaire = Würm à –18000 ans avant le présent). Ces variations peuvent se produire sur des intervalles de temps de 5000 ans, voire moins, notamment à la fin des périodes glaciaires. Depuis 1000 ans, on constate une période assez proche de l’actuel vers 1100-1300, puis une phase froide vers 1600-1900 (appelée le « petit âge glaciaire », bien que cela n’ait rien à voir au niveau du phénomène lui-même et de ses origines possibles avec une période glaciaire quaternaire) avant la hausse contemporaine. La température moyenne de surface a augmenté de 0.6°C environ depuis 1856 avec deux phases de hausse : une de 1920 à 1940 environ et une depuis 1975. La seconde phase de hausse est particulièrement intense sur les continents tempérés et sub-polaires de l’hémisphère nord. On estime que l’année 1998 est la plus chaude depuis 1000 ans et que la décennie 19912000 est également la plus chaude depuis 1000 ans. Sur un laps de temps plus long, il n’est pas évident que de telles températures n’ait pas pu avoir eu lieu à l’holocène moyen (vers 6000 ans BP), à l’Eémien (vers 115000 ans BP) etc. Les variations thermiques moyennes planétaires sont de toute façon modulées à l’échelle régionale. L’évolution moyenne des précipitations est beaucoup plus difficile à cerner car les données sont beaucoup moins fiables et le signal est fortement modulé dans le temps et dans l’espace. Seuls quelques rares espaces montrent un signal net à long terme comme par exemple, la baisse des précipitations sahéliennes observées depuis 1968. 2.6. A retenir L’évolution des glaciers montre une nette décrue des glaciers continentaux (qui débutent en général depuis la fin du XIXème ou le début du XXème siècle), une diminution et un incisement de la banquise arctique, surtout depuis 1970 environ. La banquise antarctique ne montre pas de signal net depuis 1975. Le climat varie à toutes les échelles de temps. Ces variations renvoient à des causes externes compliquées par les rétroactions au sein du système climatique. Ce dernier peut être vu comme un système méta-stable sensible à des effets de seuils : des phases plus ou moins longues de stabilité (domination des processus de régulation ou boucles de rétroaction négatives) vont être interrompues par des phases plus ou moins longues d’instabilité (domination des processus d’emballement ou boucles de rétroaction positives) et de changement des conditions d’équilibre. Ces phases sont dues à de fortes perturbations externes et/ou des rétroactions internes. Il est difficile, voire impossible, de savoir si le système climatique à un instant précis est en phase de déséquilibre ou bien plutôt d’équilibre. Un facteur de complication, outre la multiplicité des facteurs externes, tient aux différences de nature physique entre les éléments du système climatique mais aussi à leur inertie très variable. Autrement dit, l’atmosphère s’équilibre après quelques jours alors que les grands inlandsis peuvent mettre plusieurs milliers (voire beaucoup plus …) d’années pour s’équilibrer.
