I.1.2. Changements climatiques

L'idée largement répandue dans le passé d'un climat stable s'incline petit à petit devant le concept d'un climat en évolution perpétuelle. Les analyses isotopiques des carottes glaciaires et océaniques ont contribué à cette évolution des pensées en révélant une succession de grandes glaciations au cours de la fin du Pléistocène. Dans son ensemble, la biosphère est sensible aux changements climatiques. L'analyse des fossiles fournit donc des informations complémentaires précieuses sur les paléoclimats de la Terre. Avant d'aborder les changements climatiques, il convient toutefois de rappeler les mécanismes qui contrôlent le climat.

Le climat de la Terre est gouverné à la base par son bilan énergétique planétaire, qui, suivant le concept thermodynamique présenté au début du chapitre, s'établit entre le système climatique et son environnement. Le Soleil étant l'élément essentiel de cet environnement, le bilan énergétique terrestre résulte de la différence des flux d'énergie respectifs, émis par la Terre vers l'espace extérieur et reçu par celle-ci du Soleil. On parle aussi de bilan radiatif, considérant que les échanges d'énergie dans le vide s'effectuent fondamentalement par rayonnement. Le soleil émet surtout des radiations lumineuses de courte longueur d'onde, alors que la Terre renvoie des radiations infrarouges de plus grande longueur d'onde après absorption du rayonnement solaire. Rappelons que l'énergie transportée par un rayonnement est d'autant plus importante que la longueur d'onde est courte (loi de Planck) et que la température de la source d'émission est élevée (loi de Stéfan-Boltzmann).

Ces lois sont énoncées pour un corps noir. Elles restent valables pour les autres corps, mais avec une formulation mathématique plus compliquée.

Les échanges d'énergie entre le système climatique et l'espace extérieur sont considérablement affectés par la couche gazeuse que constitue l'atmosphère. En raison de sa structure interne, atomique et moléculaire, un gaz réfléchit, absorbe, ou laisse passer les radiations suivant leur longueur d'onde et leur angle d'incidence. En l'occurrence, l'atmosphère terrestre s'avère plutôt transparente au rayonnement lumineux incident (cf. figure 3). Une partie importante de l'énergie solaire atteint directement la surface terrestre, où elle est absorbée et, pour une part assez faible, réfléchie. La physique contemporaine nous enseigne que l'absorption d'énergie par la matière est compensée par l'émission d'un rayonnement, dont la longueur d'onde dépend de la température du corps considéré. L'équilibre énergétique s'établit par l'intermédiaire de la variation de température de la matière; le réchauffement permet d'émettre davantage d'énergie. En ce qui concerne la surface terrestre, elle émet un rayonnement essentiellement infrarouge, voisin de quinze micromètres, qui, à l'inverse de la radiation lumineuse incidente, est absorbé par certains gaz présents dans l'atmosphère. Il s'agit des gaz à effet de serre, dont le plus célèbre est probablement le gaz carbonique (CO2), mais le plus important reste encore la vapeur d'eau. Suivant le mécanisme d'absorption et d'émission d'énergie décrit ci-dessus, l'augmentation des gaz à effet de serre contribue au réchauffement de l'atmosphère. D'un côté, ils absorbent une part plus importante de rayonnement infrarouge terrestre, et de l'autre, ils émettent plus de radiation de retour vers la surface de la Terre, donc celle-ci se réchauffe davantage, et les couches basses de l'atmosphère aussi.

La figure 3 illustre les différents flux d'énergie qui forment le bilan énergétique de la Terre. Le schéma est élaboré d'après les estimations fournies dans Peixoto et Oort [1992] et dans Sadourny [1994]. En moyenne, globale et annuelle, le bilan énergétique planétaire est à peu près en équilibre, d'une part, au sommet de l'atmosphère, et d'autre part, à la surface terrestre. On constate qu'au sommet, cet équilibre correspond à une température théorique d'environ -18°C, suivant la loi de Stéfan-Boltzmann, alors qu'en surface elle est de +15°C. L'écart de 33°C est surtout attribuable au mécanisme d'effet de serre, mais également aux mouvements d'air, qui transportent l'énergie des régions chaudes excédentaires vers les régions plus froides déficitaires, en particulier par convection des couches basses de la troposphère vers les couches plus élevées. Les estimations présentées ci-dessus sont d'abord des valeurs moyennes autour desquelles se distribuent les observations ponctuelles. Ainsi, un paramètre climatique comme la température présente des répartitions aux échelles spatiale et temporelle, dont notamment les variations zonales et saisonnières.

Figure 3 : Bilan énergétique de la Terre. Valeurs issues de Peixoto & Oort [1992], cohérentes avec celles de Sadourny [1994].

Avant d'aborder les différents facteurs à l'origine des modulations du climat, il est important de préciser ce que l'on entend par changement climatique. De manière simple, on peut définir un changement climatique comme la différence entre deux états comparables du climat, tels que les états de deux mois de juillet typiques, de deux années, ou encore de deux décennies. En thermodynamique, l'état physique d'un système est déterminé par un nombre minimal de paramètres permettant de le décrire. De la même façon, l'état du climat peut être déterminé par un jeu de grandeurs caractérisant la structure et le comportement du système climatique sur un intervalle de temps donné. Dans notre cas particulier, il s'agit de valeurs moyennes sur un mois, sur une saison, sur une année, sur une décennie, sur trente ans, etc. En effet, la climatologie, à l'inverse de la météorologie, renonce à décrire en détail le comportement et la structure instantanées des éléments de l'atmosphère, pour ne s'intéresser qu'à des grandeurs macroscopiques ayant souvent un caractère statistique. Parmi les variables caractérisant l'état du système climatique, nous devons souligner la température, qui revêt une telle importance que l'on exprime souvent les changements climatiques en termes de refroidissement ou de réchauffement du climat.

Parmi les nombreux facteurs qui déterminent l'état du système climatique et, en outre, qui gouvernent ses changements, le premier qui vient à l'esprit est certainement le rayonnement solaire. Bien que l'émission de radiation par le soleil soit souvent considérée stable, les mesures directes de rayonnement solaire incident effectuées par satellite depuis maintenant quinze ans confirment la présence du cycle de onze ans. En effet, cette variation périodique de l'activité solaire est connue depuis longtemps des astronomes. La luminosité du soleil et l'intensité de son champ magnétique sont proportionnelles au nombre de tâches visibles à sa surface. Mais, d'autres indices de l'activité solaire corroborent ces résultats, en particulier l'abondance en certains isotopes atomiques comme le carbone 14 ou le béryllium 10. Ces isotopes sont formés dans l'atmosphère par l'impact des rayons cosmiques, dont le taux dépend de l'intensité du champ magnétique solaire qui les détourne en partie.

Grâce aux mesures indirectes de l'activité solaire, des cycles supérieurs à onze ans ont été mis en évidence à des périodes voisines de 88 ans, 210 ans et 2300 ans. Cependant, les modèles climatiques actuels ne semblent pas sensibles aux amplitudes de ces cycles, qui représentent quelques dixièmes de pour-cent du rayonnement total incident. Néanmoins, on ne peut s'empêcher de noter la coïncidence entre le minimum de Maunder (1645-1715) en nombre de tâches solaires, et le "petit âge glaciaire" observé en Europe. En outre, l'activité solaire n'aurait cessée d'augmenter au cours des trois derniers siècles, plaçant ainsi notre soleil au dessus de l'activité radiative moyenne des étoiles comparables en masse, composition chimique et âge. Le réchauffement terrestre observé entre 1600 et 1850, début de la révolution industrielle, serait cohérent avec cette tendance à long terme de l'activité solaire si les effets du volcanisme sont aussi pris en compte. En revanche, de 1850 à nos jours elle n'expliquerait plus que la moitié du réchauffement, voire seulement le tiers si l'on ne considère que les deux dernières décennies [Lean & Rind, 1996].

Outre les phénomènes astrophysiques propres à notre étoile, le rayonnement solaire reçu par la Terre dépend des paramètres astronomiques de la planète, à savoir: l'excentricité de l'orbite, l'inclinaison de l'axe de rotation terrestre par rapport au plan de l'écliptique et la précession des équinoxes (figure 4). Chaque paramètre a son spectre temporel de variabilité, et leur combinaison affecte aussi bien la quantité de rayonnement solaire incident que sa distribution géographique à la surface terrestre. Ainsi, l'excentricité influe sur la quantité d'énergie que la surface terrestre reçoit au périhélie et à l'aphélie. Une orbite plus elliptique accentuera davantage le contraste saisonnier d'un hémisphère de la Terre par rapport à l'autre. Dans le cas particulier de la figure 4.a, les hivers et les étés sont plus prononcés dans l'hémisphère Sud que dans l'hémisphère Nord. Par ailleurs, l'inclinaison de l'axe de rotation terrestre par rapport à l'écliptique exerce un effet sur l'insolation et sur l'angle d'incidence du rayonnement solaire frappant la surface terrestre. Pour une inclinaison donnée non nulle, ces deux paramètres dépendent de la latitude et de l'époque de l'année considérées. Par contre, pour une inclinaison nulle, la durée du jour et de la nuit sont identiques pour toutes les latitudes, à n'importe quelle époque de l'année. L'angle d'incidence du rayonnement solaire ne dépend plus que de la latitude; il est alors nul à l'équateur. Ceci s'explique par la sphéricité de la Terre (figure 4.b). Notons que la quantité d'énergie solaire reçue par une surface est maximum lorsque celle-ci est perpendiculaire aux radiations incidentes. Enfin, le troisième facteur astronomique, la précession des équinoxes, correspond au mouvement circulaire décrit par l'axe de rotation terrestre autour d'un axe perpendiculaire à l'écliptique. Il détermine en outre la date des équinoxes, mais également celle des solstices d'été et d'hiver. Lorsque le solstice d'hiver dans l'hémisphère Nord coïncide avec la position du périhélie, les hivers sont plus doux et les étés moins chauds que dans l'hémisphère austral. L'effet conjugué des trois paramètres astronomiques se traduit par des variations complexes du rayonnement solaire reçu par la Terre en raison de leurs périodicités respectives différentes. Bien que l'amplitude de ces variations soit du même ordre de grandeur que celle de l'activité solaire, autrement dit "trop" faible si l'on en croit la sensibilité actuelle de certains modèles climatiques [Crowley 1996, Lean & Rind 1996], l'idée répandue au début du siècle par Milankovitch [1941] d'une relation étroite entre changements orbitaux et glaciations est attestée par les résultats de nombreuses analyses de données, par exemple Berger & Pestiaux [1986], ou encore Rial [1995].

Figure 4.a : Influence de paramètres orbitaux sur le bilan énergétique terrestre. Le schéma montre deux orbites d'excentricités différentes. La configuration en pointillés présente une inclinaison de l'axe de rotation plus faible par rapport au plan de l'écliptique, et la position de la Terre correspond à une équinoxe prochaine, due à la précession.

Figure 4.b : Flux d'énergie solaire reçu en fonction de la latitude. La même quantité de photons réchauffe une surface plus petite à l'équateur qu'aux pôles.

Alors que les facteurs présentés jusqu'à présent affectent la quantité d'énergie solaire reçue par la Terre de l'espace extérieur, d'autres phénomènes plus endogènes favorisent également les changements climatiques. Par exemple, le mouvement des plaques tectoniques joue un rôle particulier, notamment en raison des différences dans l'inertie thermique et l'albédo des continents et des océans. Nous avons vu dans la section précédente que, d'une part, les océans ont généralement une plus faible capacité à réfléchir le rayonnement incident que les terres émergées (cf. figure 5), et, d'autre part, ils ont une plus grande inertie thermique. Cette deuxième propriété explique les plus faibles écarts de température observées en mer qu'en terre ferme pour une variation équivalente de rayonnement incident entre le jour et la nuit. En conséquence, la distribution géographique des terres émergées influe sur le bilan énergétique en surface. L'énergie absorbée par la surface terrestre sera d'autant plus importante que les continents se répartiront autour de l'équateur, et s'éloigneront des régions polaires. A cet égard, la présence des terres émergées aux latitudes élevées serait une condition nécessaire au phénomène des glaciations [Ghil, 1995]. Par ailleurs, la disposition des blocs continentaux contraint les mouvements océaniques, et donc la distribution de chaleur subséquente. En effet, quelles seraient les caractéristiques de la circulation océanique si le passage de Drake était fermé ? Déjà, on peut imaginer que le courant circumpolaire antarctique n'existerait pas, et, de ce fait, il ne contribuerait pas à l'isolement et au refroidissement de l'Antarctide...

L'activité tectonique affecte aussi la circulation générale atmosphérique, notamment par ses mouvements orogéniques qui sont à l'origine du relief plus ou moins élevé des terres émergées. Ainsi, les transports d'énergie et de matière, en particulier dans le cadre du cycle de l'eau, s'organisent suivant l'orographie des continents et ses changements.

Enfin, la tectonique engendre souvent du volcanisme en bordure de plaque. Or, les éruptions volcaniques injectent des aérosols dans l'atmosphère, qui modifient le bilan énergétique terrestre en réfléchissant une fraction plus importante du rayonnement solaire incident. L'effet sur le climat est analogue à celui d'une météorite massive percutant la surface terrestre. Des grandes quantités de poussières et de particules solides sont projetées dans l'atmosphère, augmentant l'albédo planétaire, et refroidissant le climat. A ce sujet, de nombreuses évidences géologiques semblent attester la théorie selon laquelle l'impact d'une météorite dans le Yucatán, Mexique, serait à l'origine du refroidissement climatique qui aurait entraîné l'extinction massive d'espèces animales, dont les dinosaures, vers la fin du crétacé [Sotin, 1996]. Aujourd'hui, l'Homme participe activement à la présence d'aérosols dans l'atmosphère en brûlant les réserves de combustibles fossiles. Les particules troposphériques de soufre d'origine anthropique induisent une réponse du système climatique d'autant plus difficile à quantifier qu'elles altèrent certaines propriétés des nuages, notamment leur albédo, qui est alors plus élevé [Erickson III et al, 1995].

D'autres constituants de l'atmosphère influent sur le bilan énergétique terrestre. C'est le cas des gaz à effet de serre, dont l'abondance dans l'atmosphère semble corrélée avec les périodes froides et chaudes du Pléistocène [Crowley, 1996]. En particulier, l'analyse des carottes de glace en Antarctique [Jouzel et al, 1993] et au Groenland [GRIP, 1993] révèlent un lien étroit entre les variations en gaz carbonique et les températures locales de l'air. Cependant, il est encore difficile de conclure si ce sont les périodes froides qui indurent une diminution des gaz à effet de serre, ou bien l'inverse [Cox et al, 1995]. Cette incertitude ne remet pas pour autant en cause l'effet de réchauffement reconnu de ces gaz [Barron, 1995]. Depuis l'avènement de l'ère industrielle, leur augmentation est observée à l'échelle mondiale en parallèle avec l'élévation de la température moyenne à la surface de la Terre. Selon Lean & Rind [1996], les gaz à effet de serre expliqueraient bien le réchauffement actuel, ils seraient largement prépondérants par rapport aux facteurs externes contrôlant le rayonnement solaire incident. Ainsi, s'appuyant sur des scénarios probables d'augmentation en CO2 dans l'atmosphère au cours des prochaines décennies, de nombreuses prédictions de changements climatiques ont été proposées à partir de modèles numériques de l'atmosphère et des océans [IPCC, 1990 et 1995]. La préoccupation n'est plus de savoir si les gaz à effet de serre induisent effectivement un réchauffement climatique ou pas, mais plutôt quelle sera son amplitude ? ses conséquences ? sa répartition géographique ? sa durée ? Les inconnues se situent désormais au niveau d'une estimation plus précise de la réponse du système climatique à une perturbation anthropique indéniable.

Les facteurs présentés jusqu'ici sont classés dans une catégorie externe en raison de la nature forcée des fluctuations qu'ils suscitent [Peixoto & Oort, 1992]. En revanche, les facteurs entraînant des variations libres du système climatique sont qualifiés d'internes. La distinction n'est pas toujours évidente. Néanmoins, ces derniers ont un caractère plus régional, voire local, et sont généralement associés aux propriétés intrinsèques des sous-systèmes, et à leurs couplages. On y trouve en particulier la nature de la surface, la couverture végétale, la proximité à des grandes étendues d'eau... mais aussi les nombreux mécanismes de rétroaction qui lient l'atmosphère, les océans et la cryosphère. Un exemple significatif de l'importance de ces mécanismes est l'action des glaces: un refroidissement du climat favorise la formation des glaces continentales et marines, qui, à leur tour, accentuent le refroidissement, et donc la formation de glace, notamment à cause de leur albédo plus élevé que celui des surfaces dépourvues de glace ou de neige. Il s'agit d'une rétroaction positive car elle résulte en une amplification de l'effet, qui réagit sur la cause. La figure 6 illustre ce mécanisme. La rétroaction produite par les glaces est qualifiée de positive, car elle amplifie l'effet de refroidissement ou de réchauffement. A l'inverse, une rétroaction négative contribuera à atténuer l'effet, elle aura une influence stabilisatrice. Le mécanisme de rétroaction est un concept largement utilisé en automatique et en robotique pour créer des systèmes asservis dans lesquels la commande d'entrée utilise une partie du signal de sortie du système.

Figure 6 : Exemple de processus de rétroaction positive.

Les couplages entre éléments du climat s'accompagnent parfois d'instabilités ou d'oscillations du système climatique. Celles-ci peuvent agir de manière indépendante ou modifier les forçages externes. Le phénomène El Niño est un exemple d'oscillation climatique observée entre l'atmosphère et les océans: la variabilité de l'une des deux composantes affecte l'autre, qui en retour exerce une action sur la première. Mais il existe certainement d'autres interactions de nature plus chaotique et moins prévisible qui pourraient expliquer les changements brusques sur des courtes périodes de temps, ainsi que les variations climatiques décennales, voire millénaires. Le caractère chaotique serait particulièrement favorisé par des composantes réagissant chacune avec leur dynamique propre [Crowley, 1996].

Cette section avait en outre pour objet de souligner la complexité du système climatique. Celle-ci résulte d'abord des divers éléments qui composent ce système, chacun présentant des caractéristiques propres (structure, composition chimique, dynamique, propriétés physiques...); ensuite, des nombreux facteurs, externes et internes, qui rentrent en jeu; et enfin, des interactions souvent non-linéaires entre les variations forcées et libres qui défient les interprétations simples de cause à effet. Les temps de réponse contribuent à complexifier le système: ainsi, les mécanismes de rétroaction des sous-systèmes "lents", tels que les océans ou les glaces, peuvent induire des variations à plus longue échelle de temps dans un sous-système de nature rapide, tel que l'atmosphère. Cette remarque illustre en outre pourquoi l'étude du phénomène El Niño, ou encore celle de la circulation océanique profonde, est indispensable si on veut mieux appréhender la variabilité climatique de l'atmosphère. Les fluctuations survenant dans une composante du système climatique peuvent affecter toutes les autres en raison des échanges complexes de matière et d'énergie qui les lient. Le résultat est un climat en changement perpétuel dans le temps et dans l'espace.