“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 399 — #422
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10. Des climats du passé aux climats du futur
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Les modèles dans leur totalité simulent bien l’accroissement de la température moyenne de la Terre depuis 150 ans lorsqu’ils prennent en compte
l’ensemble des forçages (naturels + anthropiques) (Fig. 10.8a). Par contre,
lorsqu’ils ne prennent en compte que les forçages naturels, ils n’arrivent pas à
simuler un réchauffement comparable aux observations, surtout à partir des
années 1980 (Fig. 10.8b). De façon cohérente avec les observations, ils simulent
un accroissement de température plus fort sur le continent que sur l’océan, et
une distribution géographique du réchauffement cohérente avec celle observée
(IPCC, 2007 [15]). Ainsi l’évolution de la température depuis 150 ans permet
de vérifier que la réponse climatique simulée par les modèles est cohérente avec
les variations de températures observées, mais l’incertitude sur les forçages est
trop importante pour pouvoir contraindre, de façon suffisamment précise, la
sensibilité climatique des modèles.
L’effet des aérosols est double. Ces deux effets sont antagonistes : l’un tend
à réchauffer la surface, l’autre à la refroidir. Le premier est la diffusion du
rayonnement solaire incident, appelé effet direct. Une partie du rayonnement
solaire est ainsi renvoyée vers l’espace. Le second, appelé effet indirect, est
la modification des propriétés optiques des nuages : la présence d’un grand
nombre d’aérosols augmente le nombre de noyaux de condensation. Pour une
même quantité d’eau liquide, les gouttes formant les nuages, plus nombreuses,
auront tendance à avoir un rayon plus faible et ainsi, à diffuser d’avantage le
rayonnement solaire. Les aérosols sont également susceptibles de modifier la
formation de la pluie, et donc le contenu en eau liquide des nuages.
La complexité des propriétés radiatives des aérosols de l’atmosphère, et
l’incertitude sur l’évolution des scénarios d’émission, rendent plus difficile la
modélisation de l’impact de la physique des nuages.
10.3 Prévoir le devenir du système climatique
10.3.1 Réponse climatique à un doublement de CO 2 :
forçage et rétroactions
Les perturbations qui modifient le bilan d’énergie du système climatique,
appelées forçages radiatifs, sont quantifiées en terme de flux au sommet de
l’atmosphère. Quantifier le forçage dû à une variation de l’insolation moyenne
est immédiat. Pour un changement de la concentration des gaz à effet de serre,
il faut utiliser un modèle radiatif pour calculer comment ces changements affectent les flux au sommet de l’atmosphère. Depuis la fin des années 1980, des
codes de transfert radiatif et des bases de données spectrales permettent de
faire précisément ces calculs, pourvu que l’on suppose que toutes les autres
caractéristiques de l’atmosphère (e.g. nuages, aérosols) et de la surface (e.g.
couverture neigeuse) restent fixées. Pour un doublement de la concentration
de l’atmosphère en CO 2 , on obtient un forçage radiatif au sommet de l’atmosphère, en moyenne sur le globe et sur l’année, de 3,7 ± 0,2 W/m
2 . Comme on
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10. Des climats du passé aux climats du futur
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Les modèles dans leur totalité simulent bien l’accroissement de la température moyenne de la Terre depuis 150 ans lorsqu’ils prennent en compte
l’ensemble des forçages (naturels + anthropiques) (Fig. 10.8a). Par contre,
lorsqu’ils ne prennent en compte que les forçages naturels, ils n’arrivent pas à
simuler un réchauffement comparable aux observations, surtout à partir des
années 1980 (Fig. 10.8b). De façon cohérente avec les observations, ils simulent
un accroissement de température plus fort sur le continent que sur l’océan, et
une distribution géographique du réchauffement cohérente avec celle observée
(IPCC, 2007 [15]). Ainsi l’évolution de la température depuis 150 ans permet
de vérifier que la réponse climatique simulée par les modèles est cohérente avec
les variations de températures observées, mais l’incertitude sur les forçages est
trop importante pour pouvoir contraindre, de façon suffisamment précise, la
sensibilité climatique des modèles.
L’effet des aérosols est double. Ces deux effets sont antagonistes : l’un tend
à réchauffer la surface, l’autre à la refroidir. Le premier est la diffusion du
rayonnement solaire incident, appelé effet direct. Une partie du rayonnement
solaire est ainsi renvoyée vers l’espace. Le second, appelé effet indirect, est
la modification des propriétés optiques des nuages : la présence d’un grand
nombre d’aérosols augmente le nombre de noyaux de condensation. Pour une
même quantité d’eau liquide, les gouttes formant les nuages, plus nombreuses,
auront tendance à avoir un rayon plus faible et ainsi, à diffuser d’avantage le
rayonnement solaire. Les aérosols sont également susceptibles de modifier la
formation de la pluie, et donc le contenu en eau liquide des nuages.
La complexité des propriétés radiatives des aérosols de l’atmosphère, et
l’incertitude sur l’évolution des scénarios d’émission, rendent plus difficile la
modélisation de l’impact de la physique des nuages.
10.3 Prévoir le devenir du système climatique
10.3.1 Réponse climatique à un doublement de CO 2 :
forçage et rétroactions
Les perturbations qui modifient le bilan d’énergie du système climatique,
appelées forçages radiatifs, sont quantifiées en terme de flux au sommet de
l’atmosphère. Quantifier le forçage dû à une variation de l’insolation moyenne
est immédiat. Pour un changement de la concentration des gaz à effet de serre,
il faut utiliser un modèle radiatif pour calculer comment ces changements affectent les flux au sommet de l’atmosphère. Depuis la fin des années 1980, des
codes de transfert radiatif et des bases de données spectrales permettent de
faire précisément ces calculs, pourvu que l’on suppose que toutes les autres
caractéristiques de l’atmosphère (e.g. nuages, aérosols) et de la surface (e.g.
couverture neigeuse) restent fixées. Pour un doublement de la concentration
de l’atmosphère en CO 2 , on obtient un forçage radiatif au sommet de l’atmosphère, en moyenne sur le globe et sur l’année, de 3,7 ± 0,2 W/m
2 . Comme on