climatologie

Science qui étudie les climats.
Pour l'étude des effets néfastes ou bienfaisants des climats sur l'organisme, voir → Larousse Médical.

1. Définition et fonctionnement de la climatologie

1.1. Les objectifs de la climatologie

La climatologie est la science par laquelle on cherche à découvrir les régularités des phénomènes atmosphériques observés et à établir les lois qui les gouvernent – soit les répartitions géographiques et saisonnières des températures, des vents, des précipitations, etc. –, tout en sachant que la variabilité reste un aspect essentiel du climat.

Le climat change, et a changé. La climatologie s’attache ainsi également à comprendre les mécanismes climatiques du passé, et tente, à partir de données collectées et de modèles, de décrire les évolutions futures.

1.2. Le travail des climatologues

Étude des mécanismes climatiques passés, présents et futurs, la climatologie est une vaste discipline regroupant de nombreux spécialistes (météorologistes, modélisateurs de l'océan et de l'atmosphère, géographes, physico-chimistes, spécialistes de la végétation, géologues, paléontologues, astronomes, historiens, etc.) dont l'objectif majeur est de tirer les enseignements du climat passé, observé ou reconstitué, et de mettre à la disposition des décideurs politiques tous les éléments d'information appropriés pour préparer l'avenir en connaissance de cause. C'est dans cet esprit qu'un Comité intergouvernemental sur le changement climatique a été mis en place sous les auspices de l'O.N.U. ; il fait le point tous les cinq ans depuis 1990 sur l'état des connaissances dans le domaine.

Parmi les missions des climatologues figurent les mesures au sol, en altitude ou à distance (radars, satellites, etc.), ainsi que les tâches d'archivage pérenne de ces données, de constitution de séries chronologiques validées et homogénéisées. Ces informations sont essentielles pour caractériser le climat moyen et sa variabilité en un lieu donné, et pour cartographier sa variabilité spatiale. Elles sont primordiales pour la planification dans de nombreux domaines économiques, par exemple pour le calcul de la fréquence d'occurrence des événements extrêmes (tempêtes, inondations, vagues de froid ou de chaleur, etc.) afin de dimensionner correctement les ouvrages (ponts, bâtiments, réseaux hydrographiques, réseaux d'assainissement, etc.)

2. Les mécanismes du climat

2.1. Le devenir du rayonnement solaire

Pour mieux comprendre ce qui gouverne le climat, et comment marche ce fameux « effet de serre », considérons la Terre dans son ensemble, comme un corps sphérique solide et liquide entouré d'une mince pellicule atmosphérique, évoluant dans le vide cosmique. Sa seule source d'énergie significative, le Soleil, éclaire notre planète et son atmosphère avec un flux de rayonnement (lumière visible, rayonnement proche infrarouge) équivalant à 1 368 W.m⁻². Les nuages, l'air et la surface du globe réfléchissent environ 30 % de ce flux vers l'espace, ce rapport du flux réfléchi au flux incident s'appelant l'albédo ; les 70 % qui restent se trouvent absorbés et convertis en chaleur.

À côté de ce flux d'énergie solaire, tout ce qu'on « produit » sur Terre (dégagement d'énergies fossiles solaire et stellaire) est négligeable en moyenne globale.

2.2. Le rayonnement infrarouge et l'effet de serre naturel

La partie absorbée du rayonnement solaire, surtout à la surface du globe, doit en fin de compte être renvoyée vers l'espace, car c'est seulement par le rayonnement que la Terre peut échanger de l'énergie avec son environnement cosmique. Cela se fait en plusieurs étapes. La surface de la Terre prenant des températures entre − 70 °C et + 50 °C, elle rayonne dans l'infrarouge moyen, à des longueurs d'onde entre 4 et 40 micromètres. Cependant, les gaz de l'atmosphère absorbent le rayonnement à certaines de ces longueurs d'onde, comme le révèle l'analyse spectrale du rayonnement infrarouge qui s'évade réellement de l'atmosphère, observée à partir des satellites.

L'atmosphère, réchauffée par ce rayonnement qu'elle absorbe, renvoie une partie de celui-ci vers le bas ; finalement, la température moyenne au sol (+ 15 °C) est bien supérieure à celle qui régnerait (− 18 °C) s'il n'y avait pas cette absorption de l'infrarouge. C'est ce phénomène qui constitue l'effet de serre naturel.

L'effet de serre dépend essentiellement des gaz atmosphériques constitués de molécules à plusieurs atomes (3 ou plus), qui absorbent une partie importante du rayonnement infrarouge et qu'ils réémettent à la fois vers le haut et vers le bas. Ces gaz, très minoritaires dans l'atmosphère (moins de 1 %), comprennent notamment la vapeur d'eau (H₂O), le gaz carbonique (dioxyde de carbone : CO₂), l'ozone (O₃), le méthane (CH₄) et d'autres gaz encore. Si l'on augmente la quantité de ces gaz dans l'atmosphère, l'effet de serre doit se renforcer. Quant aux gaz qui constituent plus de 99 % de l'atmosphère, l'azote (N₂) et l'oxygène (O₂), leur structure moléculaire très simple fait qu'ils ne jouent pratiquement aucun rôle dans les transferts d'énergie par rayonnement.

2.3. La convection et le cycle de l'eau

L'analogie de l'atmosphère terrestre avec une serre n'est pas parfaite, car, si les serres fonctionnent en laissant passer le rayonnement solaire et en piégeant le rayonnement infrarouge, elles doivent une grande partie de leur efficacité au fait que d'une part elles empêchent les pertes de chaleur par convection, c'est-à-dire par courants d'air, et que d'autre part elles maintiennent une humidité élevée qui limite la perte de chaleur par l'évapotranspiration des plantes.

Ces deux processus, dont l'action est entravée dans une serre, jouent au contraire un rôle important sur Terre, limitant l'échauffement de la surface en transférant de la chaleur de celle-ci à l'atmosphère. Chaque gramme d'eau évaporée à la surface des océans, du sol, des stomates d'une feuille verte, emporte avec lui une quantité de chaleur « latente » (environ 540 calories) qui est libérée dans l'atmosphère au moment de la condensation. Les bilans d'énergie entre surface et atmosphère sont ainsi couplés au cycle de l'eau, mais en fin de compte l'énergie doit repartir vers l'espace dans le rayonnement infrarouge.

2.4. Le rôle des nuages

La condensation de la vapeur d'eau dans l'atmosphère donne généralement lieu à la formation de nuages, qui sont des collections de gouttelettes d'eau liquide (stratus, cumulus) ou de cristaux de glace (cirrus).

Les nuages, en augmentant l'albédo de la planète (partie du rayonnement solaire renvoyée vers l’espace), diminuent la quantité d'énergie solaire disponible pour échauffer la surface du sol et la basse atmosphère ; ils refroidissent la Terre. Cependant, de même qu'ils réfléchissent partiellement la lumière provenant du Soleil, les nuages bloquent aussi l'évasion du rayonnement infrarouge terrestre, contribuant à l'effet de serre naturel.

Les nuages élevés, à sommets froids, ne rayonnent que faiblement vers l'espace ; si leurs bases se trouvent à basse altitude, dans des couches relativement chaudes, ils rayonnent fortement vers le sol. D'où le faible refroidissement nocturne des nuits à ciel couvert, alors qu'il fait frais au lever du Soleil après une nuit à ciel dégagé. L'effet d'albédo des nuages paraît cependant prédominer en moyenne globale.

3. La carte des climats et leur modélisation

Il y a un système climatique, mais de nombreux climats.

3.1. La répartition astronomique de l'énergie

Les lois astronomiques régissent le rayonnement solaire disponible au « sommet » de l'atmosphère selon la latitude, la date et l'heure, mais l'énergie solaire absorbée dépend en outre de l'albédo, donc de la couverture nuageuse et de l'albédo de la surface ; cette absorption est maximale sur les mers tropicales sans nuages. L'émission de rayonnement infrarouge vers l'espace dépend quant à elle des températures à la surface et dans l'atmosphère, de l'humidité, de la nature de la couverture nuageuse ; fort au-dessus des déserts sans nuages où il dépasse 400 W.m⁻² ; le flux infrarouge est faible (160 W.m⁻²) au-dessus des grands amas de nuages convectifs aux sommets très froids.

Le bilan radiatif, qui est la différence du flux solaire absorbé et du flux infrarouge émis, ne s'équilibre qu'en moyenne sur tout le globe et sur l'année. Excédentaire dans les tropiques et aux latitudes tempérées en été, il est déficitaire en hiver et près des pôles. L'atmosphère et les océans transportent – en proportions à peu près égales – la chaleur excédentaire des tropiques vers les zones déficitaires, atténuant de ce fait les contrastes entre équateur et pôles, entre été et hiver. Les stockages de chaleur dans les océans donnent lieu au retard des saisons météorologiques par rapport aux saisons astronomiques.

3.2. Le cas du climat tropical

La circulation générale de l'atmosphère dépend de la répartition du bilan radiatif et de la rotation de la Terre. Elle explique à son tour la répartition des nuages, qui modulent l'albédo et l'émission infrarouge.

Les phénomènes sont particulièrement marqués dans la moitié du globe située entre 30 degrés de latitude sud et nord. Dans la zone peu éloignée de l'équateur (le front intertropical, ou FIT) où convergent les vents alizés chargés d'humidité après avoir balayé les mers chaudes des tropiques, l'air monte, l'humidité se condense, donnant lieu à des pluies torrentielles et à la formation des nuages convectifs (cumulonimbus) avec des sommets allant jusqu'à 18 000 mètres d'altitude. L'air qui est monté – désormais dépourvu d'humidité – doit redescendre ; cette subsidence se fait entre 20 et 30 degrés de latitude, où les nuages et les pluies sont rares, et où se situent de ce fait la plupart des déserts du globe.

3.3. Le cycle de l’eau

De manière générale, l'atmosphère transporte une partie de l'eau évaporée des océans vers les continents, d'où elle retourne, parfois après avoir été « recyclée » par l'évapotranspiration des plantes, vers l'océan. La possibilité d'existence de la vie sur les continents dépend ainsi du fonctionnement de ce cycle de l’eau énergisé par le rayonnement solaire absorbé à la surface des océans.

Vers les pôles, en revanche, de l'eau est stockée, en partie pour des millénaires, sous forme solide. Le fort albédo des surfaces de glace et de neige fait que, même pendant l'été, au soleil de minuit, peu de rayonnement solaire est absorbé, notamment sur les calottes du Groenland et de l'Antarctique. Des surfaces à fort albédo (neige sur les continents de l'hémisphère Nord, glaces de mer autour de l'Antarctique au sud) s'étendent énormément l'hiver, et leur persistance au printemps réduit fortement l'absorption d'énergie solaire. Une forte extension des surfaces de glace a donc tendance à renforcer le froid, le contraire à renforcer un réchauffement.

3.4. La modélisation numérique du système climatique

Pour comprendre cette complexité que nous connaissons d'autant mieux que les satellites d'observation de la Terre nous fournissent désormais une couverture globale, et pour estimer la sensibilité des climats à telle ou telle perturbation, les climatologues emploient la modélisation numérique, c'est-à-dire la mise en équations d'une représentation simplifiée du système physique constitué par la surface terrestre et par l'atmosphère, et des processus physiques qui s'y déroulent.

Dans les modèles de circulation générale de l'atmosphère, du même type que ceux utilisés par les grands services météorologiques pour la prévision du temps, on cherche à représenter les processus à l'échelle des régions. Pour ce faire, on découpe la surface du globe en cellules faisant typiquement de 200 à 500 km de côté ; on prend également en compte la structure verticale de l'atmosphère en la divisant en une dizaine de couches. On est ainsi conduit à considérer quelques dizaines de milliers de « boîtes » atmosphériques ; pour chacune d'elles on calcule l'évolution de la température, de la vitesse (du vent donc), du contenu en eau sous forme gazeuse (humidité) et sous forme liquide et solide (nuages, précipitations).

L'évolution de ces paramètres obéit aux lois de la physique (conservation de la matière, notamment de l'eau, lois du mouvement, conservation de l'énergie), qui se traduisent par des équations reliant les paramètres d'une boîte à ceux des boîtes autour d'elle. Cependant, on est obligé d'employer des simplifications grossières (des « paramétrisations ») dans la mise en équations de processus importants tels que la condensation, les précipitations et la formation des nuages, les interactions des nuages avec le rayonnement. C'est pourquoi même les modèles les plus avancés représentent très mal la formation et la persistance de nuages bas à grande étendue (stratus, stratocumulus).

Pour résoudre les équations, il faut tenir compte des « conditions aux limites » en haut et en bas. On connaît la répartition du rayonnement solaire au sommet de l'atmosphère. Mais au sol les calculs se compliquent, car il faut tenir compte de la topographie, des conditions de transfert d'eau et d'énergie, de la friction qu'exerce la surface sur le vent. Sur les continents, l'albédo de surface dépend de la couverture de neige, de l'état de la végétation et de l'humidité du sol ; la végétation influence l'évaporation et donc le transfert de chaleur latente à l'atmosphère. Sur la mer, les glaces flottantes augmentent l'albédo, et les températures à la surface conditionnent l'évaporation. Ces températures dépendent non seulement du rayonnement solaire absorbé localement, mais aussi des transports de chaleur par les courants marins, qui sont eux-mêmes animés par les vents. Pour pouvoir modéliser l'évolution des climats, il faut donc coupler le modèle de circulation générale de l'atmosphère à un modèle de l'océan. Ces études n'en sont qu'à leur début.