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Initiation aux sciences de l’environnement et du climat. Septembre 2002

Comprendre le changement climatiqueA l’aide de la théorie de l’équilibre radiatif-convectif

Rémy RocaLaboratoire de Météorologie Dynamique


Comprendre le changement climatique

Physique du changement climatique

I Quelques définitions

II Les faits observés

III Eléments d’interprétation

IV Quelques résultats de l’option 1



Le système climatique est complexe et sa compréhension fait appel à de nombreux processus radiatifs, thermodynamiques et dynamiques à toutes les échelles (10-6 à 108m)

Deux options:� 1 Tout représenter

dans un modèle numérique (Global Climate Model)

� 2 Simplifier le problème pour étudier l’une de ces composantes

LE SYSTÈME CLIMATIQUE


Comprendre le changement climatiqueDifférence entre les températures d’émission et de la surface: effet de serre

S O

4

�

1 � � � � �T E4 � 0

�T E4 � �T A

4

Pour la Terre: TE=255°K, Ts=303°K =+30°C, La différence est due à “l’effet de serre” : piégeage du rayonnement thermique par l’atmosphère

La surface est réchauffée par la présence de l’atmosphère.

Considérons une atmosphère qui soit transparente au rayonnement solaire incident et qui se comporte comme un corps noir dans les ondes longues (atmosphère opaque).

Atmo

Surf

�TA4

�TA4

�TS4

SO (1- �) /4TA température de l’atmosphèreTS température de la surface

Bilan au sommet de l’atmosphère Bilan de l’atmosphère Bilan de la surface

T S4 2 T A

4 � 0 S O

4

�

1 � � �� T A4 � T S

4 � 0

T S

� S O

2 � �1 � � �

1

�4


Comprendre le changement climatiqueExtension du modèle 0D

Atmo: a et ε TA température de l’atmosphèreTS température de la surface

• Le Bilan au sommet de l’atmosphère

• Le Bilan à la surface

Surf: �

Considérons la planète précédente, avec une atmosphère qui absorbe une partie du rayonnement solaire (absorptivité a) et qui se comporte comme un corps GRIS dans les ondes longues (émissivité ε)

Exercice: estimer :

• La dépendence de Ts à a, �, ε et So



Atmo

�TS4

SO /4

(1- ε ) �TS4

Surf

a SO /4

(1-a) SO /4

(1- �)(1-a)SO /4

�(1-a)SO /4

a �(1-a)SO /4

(1-a) �(1-a)SO /4

ε �TS4

ε �TA4

ε �TA4

ε �TA4



Atmo

�TS4

SO /4

(1- ε ) �TS4

Surf

a SO /4

(1-a) SO /4

(1- �)(1-a)SO /4

�(1-a)SO /4

a �(1-a)SO /4

(1-a) �(1-a)SO /4

ε �TS4

ε �TA4

ε �TA4

ε �TA4

Bilan au sommet de l’atmosphèreε �TA

4+(1- ε ) �TS4-SO (1- (1-a)2) /4=0

Bilan à la surface�TS4- -ε �TA

4-SO (1-a)(1- ) /4=0

T S

! S O

4

"

1 # $ % " 1 # a %'& "

1 # $ " 1 # a % 2 %

( " 2 # ) %

1

*

4



•Cas opaque a=0, ε=1 T S

+ S O

42

,

1 - . /0

1

1

4

T S

2 S O

4

3

1 4 5 6 3 1 4 a 6'7 3

1 4 5 3 1 4 a 6 2 6

8 3 2 4 9 6

1

:

4

•Cas “réaliste” a=cte,α=cte Si ε augmente alors TS augmente

ε augmente veut dire que l’on augmente l’opacité de l’atmosphère aux grandes longueurs d’ondes par exemple avec des gaz à effet de serre dans ce cas là, la surface de la planète ne peut que se réchauffer.

Un effet similaire pour le transfert conductif de chaleur se produit lorsqu'on enfile un pull en hiver.

Estimer l’impact de l’augmentation des gaz à effet de serre sur la température de la Terre est donc extrêmement simple !






III Eléments d’interprétation



Comprendre le changement climatiqueComparaison à la température sur les précédents 400kY

-9K

+3K



Série temporelle de la température de la surface en moyenne sur l’hémisphère Nord pour les 1000 dernières années reconstruite avec des indicateurs paléo.

Période chaude du Moyen Age

Petit AgeGlaciaire

Observations de l’évolution climatique récente



Série temporelle de la température de la surface en moyenne sur le globe pour les 140 dernières années (“mesures par thermomètres”).

Ere pré-industrielle

Réchauffement récent accéléré

Refroidissement d’après 1945Première phase de réchauffement




Distribution spatiale de la tendance séculaire de la température

Différence dans les distributions spatiales des 2 phases de réchauffement

Atlantique Nord

ContinentHémisphère Nord




L’évolution de la température en France sur le siècle passé : 1901-2000

Température maximale journalière

(en C/siècle)

Température minimale

journalière(C/siècle)

(d’après Bessemoulin et Mestre, 2001, Météo-France)

Le gradient Est-Ouest la nuit pourrait être associé à une modification de la nébulosité différenciée selon la distance à l’océan Atlantique




(d’après Bessemoulin et Mestre, 2001, Météo-France)

On retrouve les 3 grandes périodes précédemment illustrées: •Réchauffement modéré •Refroidissement d’après 1945•Réchauffement récent accéléré




Pour résumer:Tendance au réchauffement globalDisparité spatiale dans les différentes phases de réchauffement

Le lien avec les gaz à effet de serre ?•Pour simplifier la discussion on ne considère que le CO2 qui représente seulement 60% des composés radiativement actifs (autres: méthane, CFC, ...)

•Pour simplifier la discussion, on ne détaille pas la grande difficulté à séparer variation climatique naturelle et variation climatique induite par l’homme car c’est complexe et délicat ( et que, pour partie, cela repose sur l’exploitation de modèles de climat).




Estimation depuis 1000 ans à partir de carottes glaciaires en Antartique

IPCC 2001Observations de l’évolution climatique récente



Référence pré-industrielle

Mesures directes depuis 50 ans à Hawaii

Très nette corrélation avec la température sur les 50 dernières années




Stratosphère

Surface

La surface se réchauffe

mais

La stratosphère se refroidit

POURQUOI ??????



Comprendre le changement climatiqueRefroidissement de la stratosphère quand la concentration de CO2 augmente

dz; <=

CO2kCO2dz <<1

;> TE4 ;> TSTRATO

4

;> TSTRATO4SO3 A l’équilibre:

SO3+ ?@ TE4 = 2 ?@ TSTRATO

4

Donc

T STRATO

A

S 03B CED T E4

2D

14

Si la concentration de CO2 augmente, alors ?F G

CO2kCO2dz, augmente.En supposant : que la concentration d’ozone reste constante,

que l’albédo planétaire reste constant (donc TE aussi)alors TSTRATO diminue.

La stratosphère est en équilibre radiatif pur où l’absorption des ondes courtes (principalement due à l’ozone) est compensée par l’émission ondes longues vers l’espace et vers la troposphère (principalement due au CO2).



(From Wielicki et al, Science, 2002)



Comprendre le changement climatiqueTroisième partie: équilibre radiatif-convectif




III L’équilibre radiatif-convectif global




Pour la Terre: TE=255°K, Et Ts=303°K =+30°C, La différence est entre ces deux températures est due à “l’effet de serre”

La convection humide atmosphérique

Reprenons l’exemple de la planète simplifiée

Atmo

Surf

HTA4

HTA4

HTS4

SO (1- I) /4TA température de l’atmosphèreTS température de la surface

Mais les mesures indiquent, Ts=288°K=15°C.La différence est entre ces deux températures est due à

Troisième partie: équilibre radiatif-convectif



La convection • Transporte de l’énergie, de la masse et de la vapeur d’eau verticalement Produit la pluie et les nuages par transport de vapeur d’eau en altitude où elle se condense• Ramène le gradient vertical de température vers le gradient adiabatique

Prise de vue au large du Brésil depuis la navette spatiale

La température d’émission de la Terre (TE=255K) se trouve dans la moyenne troposphère 10km dans les Tropiques. La convection transporte l’énergie vers le haut jusqu’à ces altitudes où le rayonnement prend le relai pour refroidir la planète




L’équilibre radiatif-convectif globalIl faut tenir compte de la combinaison des effets radiatifs et convectifs pour comprendre la structure verticale de la température de l'atmosphère.

Les premiers modèles remontent au milieu des années 60 et ont depuis été remplacés par des formes très élaborées. Ils restent intéressants en étant d'une part la première étape vers les modèles 3D et d'autre part un outil intéressant pour l’estimation de l’impact du CO2 sur le climat de la Terre. Des versions planétaires ont été développé en astrophysique pour Mars etc…

Le modèle radiatif-convectif standard ne dépend que de la seule direction verticale.




Le premier principe de la thermodynamique

dQ J dU K dW “ La chaleur ajoutée au système est égale à la variation d’énergie interne moins le travail extrait”

*dQ peut être associé à:1. Rayonnement2. Conduction 3. Convection (masse)

*dW est associé au seul changement de volume

dW L p d M

*dU peut être associé au changement de température

cV

N O dUdT

P

V Q cte

dQ R cv dT p d Scv dT p d T J dt


J est le taux de chauffage



L’équilibre radiatif-convectif: équation de l’énergie thermodynamique

p U RTEquation des gaz parfait pour l’air secR=287 Jkg-1K-1

P=pression ; T = température; α =1/ρ= volume spécifiqueρ =densité

p D V

Dt

V DpDt

W R DTDt

Cp=Cv+R

c pDTDt

X Y DpDt

Z J

cv dT p d []\ J dtavec

différentielle




Equation hydrostatique valable pour les échelles supérieures à 10kmÉquilibre entre les forces de pression et le poids

c pDTDt

^ _ DpDt

Z J c pDTDt

` g DzDt

a J

La masse d’air est ρdzLa force qui agit sur la masse est g ρdzEntre z et z+dz, la pression varie de dpLa pression est égale au poids:

dp=- ρ g dz

dp bdc gdz




Différentiation eulérienne : application au premier principe

e f

c p T

ge

t

h i

U .

i f

c p T

g h gW j J

c p Tt

kU .

klc p T

m

gW n J

c pDTDt

o g DzDt

a J devient

DzDt

p WEn notant




q rts c p T

uq

t

v c p T

qs q

t

ws x

U .

xzy r

c p T

u ws gW { Js

|~} |

t

��

.

� } �U

�

� �t� c p T

��

t

� c p T

��

.

� � �

U

� �� U .

�� c p T

� �� gW � J�

��

.

��

V

��

.

�V � �

V��

.� �� c P T et

�

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U

� �� c p T

��

t�

.� �

U c p T

� �� gW ¡ J�

Équation de conservation de l’énergie thermodynamique

avec

Avec l’équation de continuité:

¢ £

c p T£

t

¤ ¢ ¥

U .

¥¦

c p T

§ ¤ ¢ gW ¨ J ¢En remarquant




© ª�« c p T

¬©

t

®

.

ª�« ®

U c p T

¬ « gW ¡ J«

¯ °�± c p T

²¯

t

³ ´

H .

°�± ´

U c p T

² ³ ¯¯

z

°�± c p TW² ³± gW µ J±

Variation en un point fixe de la température au cours du temps

Divergence du flux horizontal de chaleur

Divergence du flux vertical de chaleur

flux vertical de masse

Source diabatique

Équation de conservation de l’énergie thermodynamique




Intégration de l’équation de la conservation d’énergieOn considère seulement :

•la verticale•la Terre en moyenne sur toutes les longitudes et latitudes•on s’intéresse à la distribution verticale de la température

¶

H .

·¹¸ ¶

U c p T

º

dS » 0

¼ gWdS ½ 0 Car conservation de la masse¾ ¿�« c p T

À¾

t

Á ¾ ¿�« c p TW

À¾

z

Â « J

S

Ã ÄÆÅ c p T

ÇÃ

t

È É

H .

ÄÆÅ É

U c p T

Ç È ÃÃ

zÄÆÅ c p TWÇ ÈÅ gW dS Ê Å J




Intégration unidimensionnelle de la conservation d’énergie à l’équilibre

Ë Ì ËÎÍ c p T

ÏÌ

t

Ð Ì ËÍ c p TW

ÏÌ

z

ÏÒÑ Í J

En notant le flux convectif

On cherche l’équilibre définit par

Ó Ôc p TÓ

t

Õ 0En intégrant

Q C

Ö

z

×

Q R

Ö

z×ÙØ constØ 0 Avec aux limites

Q R

ÚÜÛ ÝßÞ 0Q C

ÚÛ ÝßÞ 0

D’où

et Q R

à ddz

< áJ >

Q C

â < ã c p T W >

ddz

ä Q R

å Q C >= 0




Equilibre radiatif-convectif global

Q C

æ

z

ç

Q R

æ

z

çÙØ constØ 0

Interprétation des conditions aux limites

Q C

èÜé êßë 0Q R

èÜé êßë 0 Car la vitesse verticale tend vers 0 quand z tend vers l’infini

Le flux NET radiatif au sommet de l’atmosphère est nul

En moyenne sur la surface de la planète et en moyenne temporelle, la convection et le rayonnement sont les deux seuls processus qui déterminent la structure verticale thermique de la la planète

En moyenne en surface et en temps, la planète est en équilibre radiatif avec l’espace, I.e., l’énergie solaire incidente est entièrement rendue à l’espace sous forme d’énergie radiative thermique




Expression de QC et de QR en fonction de la températureLe flux convectif QC est très compliqué …

… . Donc on simplifie !




Le flux convectif Qc: paramétrisation empirique

Manabe et ses collaborateurs se sont aperçus qu’en moyenne l’atmosphère réelle possédait dans la troposphère un gradient presque constant et égal à 6.5K/km-1.

Ils ont donc fait l’hypothèse que l’effet de la convection, était de remettre le gradient égal à 6.5K/km-1. Ils n’ont pas pu le justifier à l’époque et ont imposé dans leur modèle que le gradient critique soit:

Γ c=6.5K/km-1

40 ans plus tard, on arrive à peu près à justifier leur hypothèse ….Il faut néanmoins prendre un peu de temps et beaucoup d’équations pour y arriver (e.g. Randall, 2001). Cela fait appel à des concepts thermodynamiques et dynamiques ardus et récents.

C’est l’une des forces de leur travail que d’avoir éviter la complication pour ne conserver que le principe physique….




Le flux convectif Qc: ajustement convectif

Q C

ì

z

í

Q R

ì

z

íÙî constî 0L’équation de l’équilibre radiatif-convectif

L’effet intégré de la convection est de remettre les couches instables dans des conditions neutres, c.a.d.

Si Γ> Γc alors convection jusqu'à Γ= Γc

permet de calculer le flux Qc de manière diagnostique

Sachant que partout dans l’atmosphère, la pente de température doit être inférieure ou égale à la pente critique




Expression de QR en fonction de la température

Le flux radiatif QR ciel clair

Les absorbants:CO2 principalement LWH20 principalement LWO3 principalement SW

ε ïTA4

ε ïTA4

ïTS4

SO (1-a)(1- ð) /4 (1- ε ) ïTS4

aSO/4 2ε ïTA4

Les variables ε et a sont calculées

Divergence du flux net F et taux de refroidissement

L’équation de transfert radiatif doit être résolue pour toutes les couches.

ñ ò

T

ò

z

ó óñ

t

ô

RAD

õ÷ö 1øc p

ñ

F

ò

z

óñ

zõ gc p

ñF

òz

óñ

pF

ù

z

útû F +ü F -




Expression de QC et de QR en fonction de la températureLe flux radiatif QR ciel nuageuxLe transfert radiatif dans les nuages est beaucoup plus compliquéDans les ondes courtes à cause des réflections multiples.Dans les ondes longues à cause de l'influence de la distribution de taille des gouttes. On utilise l’hypothèse du corps gris.Dans le modèle radiatif-convectif “primitif” considéré ici, le traitement est simplifié.

On donne des valeurs fixées à l’albédo des nuagesOn considère les nuages comme des corps noirs en IR

Une nébulosité moyenne et FIXE est considérée avec 3 types de nuages

Pour simplifier la discussion, on ne présente pas les sensibilités aux nuages en détails.

0.690.480.20Albédo

0.3132.7km0.0904.1km0.22810 kmFractionAltitude




Zone de convergence intertropicale dans l’Océan Indien en hiver 1999 depuis le C-130

Nuages convectifs

QR et QC sont liés entre eux par les nuages. La convection produit des gouttes d’eau et des cristaux de glace en suspension dans l’atmosphère qui absorbent, émettent et réfléchissent le rayonnement solaire et thermique.

Dans les présents modèles, cette interaction n’est pas prise en compte: les nuages sont fixés et n’interagissent qu’avec QR. Les versions récentes prennent en compte cette interaction convection-nuage-rayonnement.



Comprendre le changement climatique Forçage radiatif par les nuages



Intégration temporelle du modèle radiatif-convectif pour le profil de température et la température de surface

L’approche “time stepping” consiste à intégrer pas à pas le modèleElle est intuitiveElle est coûteuse en calcul

1. On part d’un profil de température2. On calcule les taux de refroidissement3. On calcule le nouveau profil et ainsi de suite….

Si au cours du temps, deux couches deviennent supercritiques, alors on applique l’ajustement convectif.La température de la couche du dessus est fixée de manière à ce que le gradient soit neutre. Les deux couches sont alors en équilibre radiatif-convectif.

Ainsi on corrige le profil de température et on obtient la température de surface à l’équilibre, c.a.d. quand il n’y a plus de couches supercritiques




Approche vers l’équilibre du climat présent (Manabe and Strickler, 1964)

état d’équilibre: gauche radiatif pur; droite radiatif convectifétat initial chaudétat initial froid

tropopause

Ajustementconvectif

La température de surface est plus froide en équilibre radiatif convectif




Sensibilité de l’équilibre à la convection

La température de surface est plus froide en équilibre radiatif convectif humide

tropopause

AjustementConvectif HUMIDE

AjustementConvectif SEC




Comparaison avec la réalité observée aux USA

Très bon accord de la structure verticale dans la troposphèreCe n’est pas surprenant car le lapse rate critique vient de cette courbe

Stratosphère trop froide (10K)

Tropopause trop haute et trop froide

Ts=286.9K assez proche de la température de surface de l’atmosphère standard




Décomposition des contributions respectives des absorbantsAtmosphère ciel clair équilibre radiatif convectif

La stratosphère est bien gouvernée par l’ozone




Décomposition des contributions respectives des absorbants et des parties du spectre

La troposphère se refroidit radiativement, H2O y joue un rôle central. Ce refroidissement entraîne des zones instables (ajustement convectif)

Dans le modèle radiatif-convectif, la stratosphère est en équilibre radiatif pur.

Le CO2 y joue un rôle central avecl’O3.

Ces deux composants expliquent la structure thermique de la stratosphère




1. Quels sont les mécanismes qui déterminent la température de la surface de la Terre ?

2. Quelle est la réponse associée à des perturbations ?

On peut donc répondre à la question numéro 1:

-25285CO2,03

-2232H2O,CO2

-9247H2O,03

227H2O,CO2,03

Contribution des gaz omis (%)

F (Wm-2)ciel clair

Gaz considéré

Les gaz à effet de serre, en particulier la vapeur d'eau réchauffent la surfaceLes nuages refroidissent la surface




2. Quelle est la réponse associée à des perturbations ?

Quelle est la réponse du système climatique à un doublement de la concentration en CO2 ?

Utilisons encore une fois le modèle !

On s’attend à faire changer la température ….

Mais l’hypothèse centrale de ce modèle est que l’humidité absolue est fixe

Or nous savons tous par l’expérience que humidité et température sont liées.

Ces deux quantités sont reliées par la loi de Clausius-Clapeyron




L’équation de Clausius Clapeyron décrit la relation non linéaire entre la pression de vapeur saturante es et la température

d ln e s

dT

ý L c , s

R V T 2

e s

þ e s

ÿ

T 0

�

exp

ÿ L c , s

R V

ÿ 1T 0

� 1T

� �

es ne dépend que de la température et croit exponentiellement

eS pression de vapeur saturante sur une surface planeRV=constante des gaz pour la vapeur d’eau (461 JK-1kg-1)LC,S=chaleur latente de évaporation/sublimation

(en supposant L indépendant de T)

Une réference: Es(0°C)=6.11mb

Cette formule est fondamentale au climat de la Terre




Définition de l’humidité relative (à l’eau)

RH � ww s

Où w est le rapport de mélange w � mv

md

ws � mvs

md ws �� ' vs

� ' d

� e s

� �

R v T

�

�

p e s

� � �

R d T

�

ws 0 .622e s�

p � e s

� 0 .622e s

p

Pour les conditions de pression de l’atmosphère terrestre

la vapeur et l’air sec sont des gaz parfaits. ρ’ est la densité partielle (Loi de Dalton)

RH dépend donc du nombre de molécules de vapeur d’eau (w) et T par l’intermédiaire de es et de p par l’intérmédiaire du dénominateur ws

RH=100% : formation de nuage



Comprendre le changement climatiqueL’hypothèse de l’humidité relative constante (Manabe and Wetherald, 1967)

Réalisant leurs limites, Manabe et ses collaborateurs optèrent rapidement pour l’hypothèse de l’humidité relative constante à l’échelle globale et s’empressèrent d’introduire une humidité spécifique variable dans leur modèle.

Le choix de cette hypothèse repose sur des observations faites sur la première partie de l’atmosphère jusqu’à 5km en hiver et en été….

De manière empirique, la formule suivante est proposée pour le profil d’humidité relative constant :

RH � 0,786

�

A � 0,002

�

A � p

�

p s

On remarque que lorsque A est inférieur à 0.02 (dans la stratosphère), RH devient négative! Si le w associé à RH est inférieur à 3ppm alors w=3 ppm




Prise en compte des variations d’humidité spécifique dans les calculs vers l’équilibre

Ajustement convectif

ws � 0 .622e s

�

T

�

�

p � e s

�

T

� �

Calcul de w avec wS et RH=cte

dT 0

�

p K

�

dt

Calculs radiatifs

Changement de température parle rayonnement

T 1

�

p K

�� T 0

�

p K

� � dT 0

�

p K

�

dt

!

t




Résultat pour le climat présentEt comparaison avec l’équilibre radiatif

•La stratosphère est plus chaude

•La troposphère est en équilibre radiatif-convectif

•La surface est plus froide en équilibre radiatif-convectif




288.4 K291.0 K

Humidité relative FIXE

Humidité spécifique FIXE

Résultat pour le climat présentTempérature globale de la surface à l’équilibre radiatif-convectif

Le modèle FRH est légèrement moins chaud que le modèle FAH

Rappelons que dans la réalité Ts=288K

Le FRH est extraordinairement proche de la réalité !!!

Ce résultat a eu et a encore des répercussions sur la science du climat aujourd’hui




Résultat pour le doublement de CO2 (600ppm)

•le refroidissement de la stratosphère•La définition de la troposphère (lapse rate = cte)

Le modèle RH=cte ressemble à son prédécésseur dans la distribution verticale de la température à l’équilibre




-2.28-1.25300-150

300-600

Changement de la concentration en CO2

+2.36+1.33

Humidité relative FIXEFRH

Humidité spécifique FIXEFAH

Différence entre la température d’équilibre aux conditions actuelles et la température d’équilibre pour diverses modifications de la concentration en CO2

La sensibilité climatique est doublée lorsque l’humidité RELATIVE est conservée !

la rétroaction POSITIVE de la vapeur d’eau sur la température de la surface.

•T augmente dans la troposphère à cause du CO2

•Q, l’humidité spécifique, augmente aussi car RH=cte•L’effet de serre du CO2 est renforcé par celui de la vapeur d’eau




Libération deChaleur Latente

Température de surface de la mer

augmente

Évaporationaugmente

Effet de serreaugmente

Effet de serreDirect du CO2

Humiditéaugmente

∆ T >0

Rétroaction de la vapeur d’eau

Si l’on complique un peu le schéma en faisant intervenir l’océan comme source d’humidité, on obtient le diagramme suivant:

C’est une boucle “infernale” qui conduit au “runaway greenhouse effect” (e.g., Vénus). D’autres rétroactions négatives contrecarrent cet effet …..




Résumé et conclusions

Par essence, il ne donne pas accès à la distribution spatiale de la températures

Cette approche ne prend pas en compte les éventuelles rétroactions dynamiques.(l’évaporation dépend du vent de surface)

Des développements théoriques alternatifs récents couplent la dynamique de grande échelle et la vapeur d’eau. D’où le besoin de modèle 3D.

Les limites de ces modèles

Sous réserve d’un certain nombre d’hypothèses, ces modèles obtiennent un accord époustouflant avec la réalité ! Ils permettent de montrer que la vapeur d’eau est centrale pour estimer:

•la température de la Terre sous les conditions présentes•l’amplitude de la réponse à un doublement de CO2







III L’équilibre radiatif-convectif global

IV Quelques résultats de la modélisation globale

Dernière partie: quelques résultats de l’option 1



Deux options:

" 1 Tout représenter dans un modèle numérique (Global Climate Model)

# 2 Simplifier le problème pour étudier l’une de ces composantes

LE SYSTÈME CLIMATIQUE



Comprendre le changement climatique Clivar HadGCM2

•Réchauffement de la surface•Refroidissement de la stratosphère

Besoin des aérosols et de l’ozone pour reproduire le climat de manière réaliste



Comprendre le changement climatique IPCC 2001

Les scénarios d’émission




A1 Croissance rapide de l’économie Population mondiale augmente jusqu’au milieu du siècle puis diminue Introduction rapide de nouvelles technologies plus efficaces

A1FI Repose intensivement sur le pétroleA1T Energie non-fossileA1B Equilibrée

A2 Croissance inhomogène et plus lente que A1

B1 Comme A1 mais avec plus de services et moins d’industries Moins polluante et politique orientée vers le développement durable

B2 Croissance continue de la population niveau économique intermédiaire

IS92 Business as usual (1992)

Scénarios d'émission


Comprendre le changement climatique IPCC 2001Dernière partie: quelques résultats de l’option 1



Comparaisons avec les modèles simplifiés

Arrhenius (1896) from Inamdar and Ramanathan (1998)

2.90Le premier calcul

Raval and Ramanathan (1989)3.33Observations(spatiale et temporelle)

Cess et al. (1990)3.03GCM (19 modèles récents)

Mitchell(1989)3.33GCM

Manabe and Wetherald (1967)3.71Radiatif convectif avec humidité relative fixée

SourcedGa/dTsWm-2K-1

DimensionModèles

Modèle 1D: “Cette approche ne prend pas en compte les éventuelles rétroactions dynamiques”Modèle 3D les simulent. Leur effet revient à conserver RH ! Encore une intuition incroyable de Manabe ?




Anomalies de température en 2071-2100 / 1961-1990 (scénario intermédiaire)

Réchauffement énorme dans l'Arctique; les océans tropicaux 2K; Les continents sont plus chauds que les océans




La montée des eaux

L’eau monte non pas à cause de la fonte des glaces mais par dilatation thermique de l'océan




Moyenne annuelle 1987-2000




Modification des précipitations dans le cas de 2 scénarios extrêmes

Incertitude sur les impacts du changement climatique et le cycle de l’eau




Les incertitudes persistent principalement sur le rôle indirect des aérosols, c'est à dire sur leur effet dans la formation des nuages (distribution des goutelettes -> précipitation, propriétés radiative). C'est le sujet du débat scientifique actuel.

(IPCC, 2001)

La connaissance de l'effet direct des gaz à effets de serre est assez bonne pour pouvoir prédir correctement cet effet.




Conclusions générales Les faits

•Le climat change: la surface se réchauffe ; la strato se refroidit•Le lien semble fait avec les activités humaines

Le futur ?•L’amplitude du réchauffement est difficile à estimer (0.5-4.5K)•Les modèles 3D ne sont pas cohérents sur l’évolution des pluies•La vapeur d’eau (et de manière générale le cycle de l’eau) joue

un rôle central dans l’amplitude de la réponse aux modifications de la composition de l’atmosphère

Que faire ?•Mieux comprendre la physique des nuages pour l’incorporer correctement dans les modèles de climat

Comment ? Expérimentation – mesures – modélisation !

Rapport IPCC: http://www.grida.no/climate/ipcc_tar


laboratoire de météorologie dynamiquegershwin.ens.fr/legras/cours/meteo/climat.sxi.pdf ·...

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