FACTEURS CLIMATIQUES
H. Nifenecker
1. CHALEUR ET RAYONNEMENT
2. LE PRINCIPE DE L’EFFET DE SERRE
3. LA SERRE TERRESTRE
4. LES ECHANGES THERMIQUES DANS LE SYSTEME TERRE-ATMOSPHERE
 

1. CHALEUR ET RAYONNEMENT        

Tout corps chauffé à une température T émet un rayonnement sous forme de photons. La longueur d’onde de celui-ci est, en général , inversement proportionnelle à la température. C’est ainsi que le soleil dont la température absolue moyenne est d’environ 5800 K (Kelvin) émet un spectre lumineux dont la longueur d’onde moyenne est d’environ 0,65 micron, correspondant à la couleur jaune.
La terre, dont la température moyenne n’est que de 15 °C (degrés Celsius ou 288 K) émet, un rayonnement d’une longueur d’onde atteignant près de 15 microns, situé dans l’infrarouge.
La température ne détermine pas seulement la longueur d’onde du rayonnement, mais aussi son intensité (la quantité d’énergie rayonnée par unité de temps et de surface). Celle-ci croît comme la quatrième puissance de la température absolue .
Le soleil émet une puissance lumineuse surfacique de 63 MW/m2 (méga-watt par mètre carré) pour une puissance totale rayonnée de 3,9×1017 GW (giga watt). Connaissant la distance moyenne de la terre au soleil, soit d’environ 150 millions de kilomètres, on calcule que la puissance du rayonnement solaire à la distance de la terre est de 1,38 kW/m2. Ce n’est toutefois pas cette puissance qui atteint le sol ; en effet une partie du rayonnement est réfléchie par les nuages, la neige et les autres surfaces claires. La puissance moyenne du rayonnement solaire mesurée au niveau du sol dans un plan perpendiculaire aux rayons solaires, et dans l’hypothèse d’un ciel clair sans nuage, ne vaut de ce fait, qu’environ 0,95 kW/m2 ; c’est la constante solaire . Pour obtenir la puissance moyenne du rayonnement solaire reçue par unité de surface du globe terrestre il faut encore diviser la constante solaire par 4 (rapport de la section de la sphère à sa surface).
Finalement la puissance solaire absorbée par la surface terrestre (mers incluses) est de 237 W/m2, en absence de nébulosité. En pratique, du fait de la nébulosité environ 67 W/m2 sont absorbés dans l’atmosphère et seulement 168 W/m2 par la surface du sol. Pour que la terre soit à l’équilibre thermique la puissance totale de 237 W/m2 doit être rayonnée à son tour dans l’espace . En effet, si la puissance rayonnée par la terre était inférieure à la constante solaire la température de la terre croîtrait indéfiniment et dans le cas contraire la terre se refroidirait jusqu’au zéro absolu.
En utilisant la loi de Stephan on trouve qu’un corps rayonnant 237 W/m2 devrait avoir une température de –18 °C. Or la température moyenne de la surface terrestre est de 15 °C. Comment comprendre un tel désaccord ? La clé en est l’effet de serre.

2. LE PRINCIPE DE L’EFFET DE SERRE        

Que se passe-t-il dans une serre ? La lumière solaire qui traverse la couverture en verre de la serre est absorbée dans le sol. Le sol s’échauffe donc. Il émet du rayonnement sous forme de photons. A la température d’équilibre la puissance rayonnée par le sol doit être égale à celle reçue, mais comme la température du sol est très inférieure à celle du soleil l’énergie des photons réémis par le sol est beaucoup plus faible que celle des photons solaires incidents (inversement leur longueur d’onde est beaucoup plus longue). Le nombre de photons infrarouges réémis par le sol est donc beaucoup plus grand que celui des photons incidents (dans le rapport des longueurs d’onde). Les photons infrarouges sont absorbés et réémis par le verre de la serre. Ceux qui sont réfléchis vers le sol y sont absorbés et augmentent donc d’autant sa température. Nous négligeons dans ce traitement schématique les transferts thermiques non radiatifs. Supposons que, en l’absence de couverture (le verre) la puissance absorbée par le sol soit de 240 W/m2 et que la température du sol, déterminée par la loi de Stephan soit de -18 °C.

1 Ceci est rigoureux dans le cas du rayonnement d’un corps noir. Dans ce qui suit nous nous placerons dans cette hypothèse.
2C’est la loi de Stephan : P=sT4, avec s=5,67051×108 W/m²/K4
3 Le soleil émet en une seconde l’équivalent de deux fois toute la consommation énergétique annuelle de l’humanité
4 C’est cette valeur qui est prise en compte dans les calculs de rendement des cellules photovoltaïques.
5 En réalité il faut ajouter à la constante solaire, la valeur de la chaleur géothermique produite par la radioactivité des roches terrestres et qui vaut 0,06 W/m2


3. LA SERRE TERRESTRE        

C’est l’atmosphère terrestre qui joue le rôle de la plaque de verre décrit ci-dessus. L’atmosphère terrestre est presque transparente aux photons solaires qui n’ont pas une énergie suffisante pour exciter les niveaux atomiques des éléments qui la composent. Seul l’ozone stratosphérique absorbe la partie ultra violette du spectre solaire. Les principaux gaz composant l’atmosphère (oxygène, azote et gaz rares) sont aussi transparents aux rayonnements infrarouges6 . Par contre des gaz comme l’eau, le gaz carbonique, le méthane, les oxydes d’azote et d’autres composants encore plus rares dont les molécules comportent au moins trois atomes, absorbent efficacement ce rayonnement. Le résultat de ces absorptions variées se traduit par une déformation du spectre solaire et du spectre de réémission infrarouge comme on peut le voir sur la Figure 1. Les concentrations volumiques et les contributions relatives des principaux gaz à effet de serre sont données au Tableau 1.

H2O CO2 CH4 N2O O3 O2 N2
Concentration atmosphérique % 0,3 0,036 1,8 10-4 0,3 10-4 0,03 10-4 21 78
Contribution à l’effet de serre % 55 39 2 2 2 - -
Efficacité relative 0,15 1 10 60 600 - -

Tableau 1 -Concentrations et contributions des principaux gaz contribuant à l’effet de serre. On donne aussi leurs efficacités moléculaires moyennes pour le réchauffement relativement à celle du gaz carbonique.


6 Cette transparence est une conséquence de la structure simple, mono ou diatomique, des molécules de ces gaz .
Les valeurs des efficacités relatives des différents gaz à effet de serre données dans le Tableau 1 doivent être interprétées avec prudence. Il s’agit, en effet, de valeurs moyennes pour les concentrations actuelles. Elles ne reflètent pas simplement les propriétés d’absorption à l’échelle moléculaire. En effet, au fur et à mesure que la concentration d’une molécule augmente l’absorption de l’atmosphère se sature progressivement, ce qui conduit à une décroissance de l’absorption moyenne par molécule (le photon absorbé par une molécule ne plus l’être par une autre). On s’attend donc à ce qu’une molécule supplémentaire de gaz carbonique ait une efficacité relative réduite par rapport à une molécule d’ozone.

FIGURE 1

- Effet de l’absorption par l’atmosphère en fonction de la longueur d’onde des photons. La courbe de gauche correspond au spectre solaire incident au sol, la courbe de droite correspond au spectre infrarouge mesuré en sortie de l’atmosphère. Les parties colorées correspondent aux bandes d’absorption par différents composants de l’atmosphère. En bleu : absorption par la vapeur d’eau. En rose : absorption par le protoxyde d’azote (N2O). En rouge : gaz carbonique (CO2). En jaune : Ozone. En vert : Méthane. En blanc : Oxygène. Dans les deux spectres, la contribution de l’Ozone est essentiellement celle de l’Ozone stratosphérique.

4. LES ECHANGES THERMIQUES DANS LE SYSTEME TERRE-ATMOSPHERE        

La Figure 2 illustre les échanges énergétiques entre le soleil, l’atmosphère et le sol.
Figure 2  -  Flux d’énergie dans le système atmosphérique.
Les différences principales par rapport au cas simpliste de la serre discutée plus haut sont l’absorption et la réémission du rayonnement infrarouge par l’atmosphère, d’une part, et le rôle important joué par les transferts de chaleur non radiatifs d’autres part.

L’énergie solaire reçue par la très haute atmosphère vaut 342 W/m2. 105 W/m2 sont réfléchis dans le visible sans effet sur le chauffage du système terre atmosphère. 237 W/m2 sont donc disponibles pour celui-ci. Parmi ceux-ci 68 sont utilisés pour chauffer directement l’atmosphère par absorption et sont ré émis comme rayonnement infrarouge dans l’espace. Le sol reçoit donc 169 W/m2 de rayonnement solaire direct. Ce dernier ré-émet 106 W/m2 sous forme de chaleur (latente pour 80 W/m2 et sensible pour 26 W/m2), 390 W/m2 sous forme de rayonnement infrarouge, mais reçoit 327 W/m2 de l’atmosphère du fait de la présence des gaz à effet de serre de telle manière que l’énergie nette ré-émise par le sol sous forme de rayonnement vaut 63 W/m2.

Il faut remarquer qu’alors que le sol reçoit une énergie totale de 496 W/m2 c’est uniquement la réémission dans l’infrarouge de 390 W/m2 qui reflète sa température.

Les variations climatiques

Géologues et paléontologues ont montré depuis longtemps qu’au cours des derniers millions d’années des ères glaciaires ont régulièrement alterné avec des périodes de réchauffement interglaciaires. On pense généralement que ces changements climatiques sont dus à la combinaison des variations de l’activité solaire et de la complexité du mouvement orbital de la Terre. Le rayonnement solaire n’est pas émis de façon rigoureusement constante. Son intensité varie de 0,1 à 0,6 %. Elle suit un cycle de 11 ans, subit des écarts quotidiens et peut dériver sur quelques siècles.

La trajectoire de la Terre autour du Soleil est une ellipse dont l’excentricité change au cours du temps. Bien qu’elle ne soit pas exactement cyclique, une période de 100 000 ans environ est attribués à cette variation (Figure 3). La Terre reste plus longtemps plus loin du Soleil lorsque l’excentricité est plus grande. Le flux d’énergie reçue est alors moindre.

L’équilibre thermique de la Terre est déterminé d’abord par la température des océans qui couvrent 73 % de sa surface. Il faut se rappeler que l’eau a une capacité calorifique anormalement élevée. De nos jours, lorsque la Terre passe au périhélie, c’est l’été dans l’hémisphère sud où existe peu de terre émergée. Sous l’effet du rayonnement solaire, les océans sont plus chauds qu’à aucune autre période et la température de la Terre atteint ses sommets historiques. Dans le cas contraire, lorsque l’été de l’hémisphère nord, plus continental, coïncide avec le passage au périhélie, les océans sont plus froids et la Terre subit une glaciation.

Ces changements sont dus à la précession de l’axe des pôles à qui il faut de 19 000 à 23 000 ans pour effectuer un tour complet. L’effet est renforcé par les variations de l’obliquité de l’axe qui oscille entre 22 et 25 ° avec une période de l’ordre de 40 000 ans. Une obliquité plus grande entraîne un plus grand contraste saisonnier entre les latitudes moyennes et les régions polaires.

Figure 3 - Les mouvements de la Terre qui influencent l’insolation.

La trajectoire de la Terre autour du Soleil est une ellipse dont l’excentricité change au cours du temps. Bien qu’elle ne soit pas exactement cyclique, une période de 100 000 ans environ est attribuée à cette variation (). La Terre reste plus longtemps plus loin du Soleil lorsque l’excentricité est plus grande. Le flux d’énergie reçue est alors moindre.

L’équilibre thermique de la Terre est déterminé d’abord par la température des océans qui couvrent 73 % de sa surface. Il faut se rappeler que l’eau a une capacité calorifique anormalement élevée. De nos jours, lorsque la Terre passe au périhélie, c’est l’été dans l’hémisphère sud où existent peu de terres émergées.


La figure 4 montre l’évolution du climat reconstitué à partir des carottes de glace prélevées dans la calotte de glace antarctique. La concentration en CO2 et CH4 est obtenue par analyse chimique des gaz présents dans les bulles microscopiques incluses dans la glace. La température est obtenue par une analyse du rapport isotopique O18/O16 de la glace. Celle-ci est, évidemment la conséquence de chutes de neige consécutive à un phénomène d’évaporation de l’océan. Plus léger, l’oxygène 16 est plus abondant dans la vapeur d’eau que dans l’eau liquide et ce, d’autant plus que la température est basse. Inversement la teneur relative en oxygène 18 croît avec la température. Ainsi l’observation du rapport O18/O16 donne-t-elle la possibilité de reconstruire les variations de la température dans le passé. La température montre une structure quasi-périodique qui est sans doute le résultat d’une combinaison des phénomènes astronomiques décrits ci-dessus.

Figure 4


Evolution du climat de la terre depuis 400000 ans mesuré dans les carottes de glace de l’Antarctique.
La concentration en CO2 est donnée en parties par million (ppm), celle du CH4 en parties par milliard (ppb). La température est mesurée par son écart par rapport au présent.

Les mesures les plus récentes montrent que les variations de la concentration du gaz carbonique suivent celles de la température avec environ 800 ans de retard, ce qui démontre que, dans le passé, c’est l’augmentation de la température qui a causé celle de la concentration des gaz à effet de serre (GES). Cette augmentation peut être expliquée par un dégazage de l’océan et l’augmentation du métabolisme de la biomasse. De plus, l’effet de serre dû à l’augmentation de la concentration des GES réagit positivement sur la température et contribue, en fin de compte, à 40% environ de son accroissement total. Les variations de la concentration du méthane sont généralement associées aux variations de l’humidité de l’air qui favorise les précipitations et la fermentation de la biomasse. Les fortes températures seraient donc associées à des précipitations accrues. Tout cela témoigne de la relation étroite entre le climat et la vie sur la planète.
Les mesures faites sur les carottes de glace de la calotte Groenlandaise ont aussi montré l’existence de brèves, mais importantes fluctuations de la température. Celles-ci sont particulièrement visibles dans les périodes de réchauffement et vont à l’encontre de la tendance générale.

Les climatologues les expliquent par un ralentissement ou un arrêt du Gulf Stream et de la dérive nord atlantique. Le terme savant pour ce mouvement des eaux océaniques est la circulation thermohyaline : les eaux tropicales entraînées par la dérive nord atlantique sont à la fois plus chaudes et plus salées que les eaux arctiques ; selon leur degré de salinité elles sont plus ou moins denses que les eaux arctiques. Plus denses elles tombent vers le fond océanique dans les environs du Groenland. Elles se dirigent alors vers l’équateur, font le tour de l’Afrique et de l’Asie en perdant progressivement leur salinité, si bien qu’arrivées au niveau de l’Alaska, elles peuvent remonter en surface puis faire le périple en sens inverse. Au moment de la fonte des calottes glaciaires les eaux salées chaudes de surface se mélangent aux eaux douces de fonte et perdent donc leur salinité ; de ce fait elles deviennent trop légères pour tomber au fond de l’océan et la circulation thermohyaline s’arrête.
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