Influence de la couverture végétale sur le climat

Changement climatique

               Les changements climatiques désignent une variation statistiquement significative de l’état moyen du climat ou de sa variabilité persistant pendant de longues périodes (généralement, pendant des décennies ou plus). Les changements climatiques peuvent être dus à des processus internes naturels ou à des forçages externes, ou à des changements anthropiques persistants de la composition de l’atmosphère ou de l’affectation des terres. On notera que la Convention-Cadre des Nations Unies sur les Changements Climatiques (CCNUCC), dans son Article 1, définit « changements climatiques » comme étant des « changements de climat qui sont attribués directement ou indirectement à une activité humaine altérant la composition de l’atmosphère mondiale et qui viennent s’ajouter à la variabilité naturelle du climat observée au cours de périodes comparables ». La CCNUCC fait ainsi une distinction entre les « changements climatiques » qui peuvent être attribués aux activités humaines altérant la composition de l’atmosphère, et la « variabilité climatique » due à des causes naturelles.

Rayonnement solaire

                  Le rayonnement solaire incident entrant dans l’atmosphère du sommet à la base conduit au chauffage lorsqu’il est absorbé par des gaz, des aérosols et des nuages dans l’atmosphère, par l’océan et par le sol et les éléments de biosphère à la surface terrestre. L’absorption est proportionnelle à l’intensité du rayonnement solaire incident et dépend des propriétés de ces substances. L’intensité dépend de la structure verticale de l’atmosphère, puisque le rayonnement solaire est absorbé pendant sa descente dans l’atmosphère, il y a moins de rayonnement disponible à être absorbé aux niveaux inférieurs. Bien que le rayonnement voyage initialement dans un faisceau étroit venant du soleil, la réflexion en surface et la diffusion dans l’atmosphère émettent le rayonnement dans toutes les directions. C’est pour cette raison qu’on voit la lumière venir de toutes les directions quand on regarde dehors pendant la journée. La complète description des effets d’absorption (chauffage) doit inclure les effets cumulatifs de propagation du rayonnement dans toutes les directions. Les effets de chauffage global dus à l’absorption du rayonnement solaire sur une surface horizontale dans le système climatique sont fonctions de l’intensité du faisceau solaire entrant dans l’atmosphère et de l’angle du faisceau par rapport à la verticale locale. L’intensité dépend de la température du soleil et de la distance Terre-Soleil. L’angle du faisceau solaire varie selon plusieurs facteurs astronomiques : latitude, longitude, et l’orientation de l’axe de la Terre par rapport au Soleil (l’angle de déclinaison solaire) qui varie selon la période de l’année. Les variations de ces facteurs conduisent à des grandes variations dans le chauffage diurne, latitudinal et saisonnier. Les détails de l’absorption du rayonnement solaire (chauffage) dans l’atmosphère et à la surface terrestre dépendent fortement des propriétés de la substance absorbante. L’albédo (réflectivité) de la surface terrestre est un indicateur important de l’absorption de rayonnement par cette surface. Une surface à un albédo élevé est moins chauffée qu’une surface à faible albédo, c’est à dire que la surface est plus absorbante quand son albédo est faible. Les nuages épais peuvent aussi avoir un albédo assez proche de celui de neige fraîche. Puisque beaucoup des rayonnements solaires réfléchis et rediffusés sont renvoyés vers l’espace, ils n’ont jamais convertis en chaleur dans le système climatique. L’atmosphère (gaz, aérosols et nuages) absorbe moins du rayonnement incident que la surface terrestre, de sorte que les effets de réchauffement, dû au rayonnement solaire, sont plus grands à la surface qu’au niveau de l’atmosphère. Le rayonnement terrestre (onde longue) est à la fois émis et absorbé par des substances matérielles dans le système climatique. L’absorption dépend de l’intensité du rayonnement incident et les propriétés physiques des substances (à l’exception de la température), alors que l’émission dépend de la température et d’autres propriétés physiques des substances. La surface terrestre et les nuages ont des propriétés qui tendent à produire de quantité maximale de rayonnement terrestre, donnée par les valeurs du corps noir et à absorber complètement le rayonnement terrestre incident. D’autre part, les caractéristiques d’émission et d’absorption des gaz atmosphériques ont une grande variabilité selon la longueur d’onde. Les effets les plus marquants sont exposés par des composants mineurs de l’atmosphère : vapeur d’eau, dioxyde de carbone, ozone, oxyde nitreux et méthane. Ces gaz se produisent naturellement et sont connus sous le nom de gaz à effet de serre.

Océan

                   L’océan a un impact majeur sur le climat de l’atmosphère. Il couvre approximativement 71% de la surface du globe et tient donc un rôle dominant pour les transferts d’énergie et d’autres propriétés entre l’atmosphère et la surface terrestre. Sa grande capacité calorifique, permettant l’accessibilité aux transferts d’énergie en surface par les circulations océaniques, fournit un effet modéré sur la variabilité de température dans l’atmosphère. Les courants océaniques transfèrent des grandes quantités d’énergie calorifique loin des régions équatoriales. L’océan est une source importante pour la vapeur d’eau atmosphérique, aussi bien qu’une source et un puits pour d’autres gaz à effet de serre. La capacité calorifique de l’océan dépasse celle de l’atmosphère par un facteur de l’ordre de 1000. Ceci est dû aux différences dans la capacité calorifique par unité de masse (la chaleur spécifique de l’eau liquide est quatre fois plus que celle de l’air) et la masse totale entre l’océan et l’atmosphère. La capacité calorifique de l’océan influe sur la température atmosphérique à travers les transports océaniques (horizontaux et verticaux à la fois) qui produisent et maintiennent les températures de l’eau de la surface plus chaudes ou plus froides que l’atmosphère, résultant des grands transferts de la chaleur. La profondeur à laquelle l’océan interagit avec l’atmosphère dépend de l’échelle temporelle considérée. Pour les variations diurnes la profondeur est petite, de l’ordre de 5 à 10 m, pour les variations saisonnières la profondeur est de 20-200m. L’océan est une composante majeure dans la détermination du climat et ses variations annuelles ou de plus longues périodes. Les courants océaniques ont une influence majeure sur la température de la surface de la mer. Il est important de connaître ces courants pour apprécier pleinement les interactions de l’océan dans le système climatique. Les lois de base de dynamique du fluide géophysique s’appliquent comme se font pour les mouvements atmosphériques. Comme pour l’atmosphère, les variations dans le chauffage, essentiellement dans la couche de mélange, conduisent à des gradients horizontaux de pression qui provoquent de mouvement. Cependant, il y a deux différences fondamentales entre la condition océanique et atmosphérique. Premièrement, le forçage principal de l’océan est à la limite supérieure, alors que celui de l’atmosphère est à la limite inférieure. Les vents atmosphériques au-dessus de l’océan sont un facteur majeur dans la formation des courants de surface océanique à travers de processus de frottement en surface. Par opposition, pour l’atmosphère les conditions de frottement à sa limite inférieure tendent à réduire le mouvement atmosphérique. Deuxièmement, la densité de l’océan est essentiellement déterminée par sa salinité et sa température, au lieu de la pression, de la température et du contenu en vapeur d’eau pour l’atmosphère. Le facteur de vapeur d’eau est relativement insignifiant pour la densité atmosphérique sauf dans les conditions chaudes et humides. D’autre part, la salinité peut jouer un rôle majeur pour la densité de l’océan, spécialement quand les températures sont proches de la congélation, dans ce cas la densité change très peu avec la température. Les conditions de salinité dans les océans des régions polaires sont importantes pour déterminer si les mouvements verticaux se produisent dans les régions locales sont significatifs ou non. Les courants dans les couches profondes de l’océan se forment essentiellement à partir des gradients de pression provenant des variations de densités. Les variations de densités sont fortement influencées par les sources d’eau fraîche provenant du ruissellement de la surface terrestre, de la fonte de glace de mer et de l’évaporation à la surface de la mer. Ces courants fournissent un couplage entre les eaux de profondeur et de surface qui implique une grande portion de l’océan et fournit des impacts océaniques sur la variabilité du système climatique sur des échelles de temps des centenaires, millénaire ou même plus longues. Les océans jouent un rôle considérable comme source et puits pour les gaz atmosphériques, tels que les gaz à effet de serre. Les changements dans la température de l’océan peuvent changer la capacité de rétention des gaz et peuvent résulter une injection des gaz vers l’atmosphère ou une incapacité de pomper certains gaz de l’atmosphère, particulièrement remarquable pour le cas de dioxyde de carbone. On estime que le dioxyde de carbone dissout dans les couches supérieures de l’océan est proche de 50% ; plus que la quantité totale dans l’atmosphère (1020 versus 750 gigatonnes de contenu en carbone), voir Figure 1.5. Donc, il y a beaucoup de potentiel pour les effets sur les concentrations de dioxyde de carbone atmosphérique et les impacts du rayonnement résultants dû aux changements dans l’océan. Donc, l’océan est une composante très importante et interactive dans le système climatique. L’atmosphère force les mouvements océaniques à travers le frottement en surface et affecte la température océanique à travers les transferts en surface d’énergie radiative, sensible et latente à l’interface océan-atmosphère. L’océan affecte la température atmosphérique en vertu desa grande capacité calorifique qui est augmentée par les circulations qui distribuent son énergie calorifique intérieurement. L’océan est aussi une source et un puits pour la vapeur d’eau atmosphérique et d’autres gaz à effet de serre. Il a aussi une composante biosphère importante.

Transfert d’énergie calorifique

               Les transferts d’énergie calorifique sensible et latente fournissent une énergie considérable liée aux transferts entre les composantes du système climatique; et impliquent des rétroactions importantes. Et on doit ajouter aux transferts verticaux d’énergie océan-atmosphère les transferts d’énergie terre-atmosphère et glace-eau de mer. La composante de chaleur latente des transferts provient du changement phase de l’eau entre ses formes (vapeur, liquide et solide). Dans beaucoup de cas, le transfert d’énergie latente peut être aussi considérable que celui de la chaleur sensible. Rappelons que dans la moyenne globale, le transfert d’énergie de la Terre vers l’atmosphère était beaucoup plus grand que le transfert de chaleur sensible (Figure 1.3). La dépendance de la pression de vapeur en saturation d’équilibre de l’eau sur la température introduit un rôle significatif de température dans la rétroaction d’énergie de chaleur latente. A cause de leur nature fluide, l’atmosphère et l’océan transfèrent des quantités considérables d’énergie calorifique par des mouvements horizontaux. Il existe une rétroaction importante de transfert latitudinal d’énergie entre l’atmosphère et l’océan. Par exemple, si le transport de chaleur vers les pôles par l’océan serait changé dû aux conditions internes, il y aurait un changement dans les variations latitudinales de température océanique qui affecteraient les variations latitudinales de température dans l’atmosphère. En revanche, ceci altérerait les circulations atmosphériques et les transports de chaleur vers les pôles.

Différence entre modèle météorologique et modèle de climat

                La question des météorologues est de savoir quel temps il fera à un endroit et à un instant donnés. Compte tenu du caractère chaotique de l’atmosphère (les équations qui rendent compte de son fonctionnement sont loin d’être linéaires, une variation faible des conditions initiales pouvant modifier considérablement l’évolution à venir), on ne peut pas déterminer le temps qu’il fera de façon fiable au-delà de quelques jours. Dans ces conditions, il n’est pas nécessaire de s’intéresser aux phénomènes à évolution lente pour les prévisions météorologiques : le plus long terme visé actuellement concerne la prévision saisonnière. Le climat peut être défini comme la distribution des conditions météorologiques possibles à une époque éventuellement très éloignée et dans une région donnée. La question n’est plus de savoir quel temps il fera mais quel temps il pourra faire et avec quelle probabilité et quelles évolutions possibles. Les lois qui régissent le fonctionnement de la machine climatique sont les mêmes, mais on ne peut plus ignorer les composantes du système à temps d’ajustement long. C’est la première grande différence entre les modèles météorologiques et les modèles climatiques. La puissance limitée des ordinateurs est la cause d’une deuxième différence : les modèles météorologiques qui ne considèrent qu’un nombre restreint de phénomènes sur une durée de temps assez courte peuvent travailler sur un grand nombre de points d’espace avec des pas de temps courts (fragmentations de temps, de l’ordre de l’heure, de la semaine, de l’année…). A l’inverse, les modèles climatiques doivent inclure tous les phénomènes et calculer sur des périodes longues ; ainsi, même avec les configurations informatiques les plus puissantes, ils sont contraints de calculer avec des pas de temps plus longs et des résolutions dégradées (typiquement 100 km) par rapport aux modèles météorologiques. De façon plus conceptuelle, le mode de fonctionnement des modèles diffère également : le modèle météorologique part des observations et va calculer l’évolution à court terme de la situation météorologique par rapport à ces observations. Le caractère chaotique du climat fait qu’au-delà d’un certain nombre de pas de temps, le modèle perd la mémoire des conditions initiales. Il ne peut pas décrire le monde réel au jour le jour, mais une représentation statistiquement représentative du monde réel quand il est soumis aux conditions imposées au modèle (ensoleillement, composition atmosphérique…). C’est le mode de fonctionnement des modèles climatologiques.

Table des matières

Introduction
partie I Vue globale sur le système climatique et la modélisation du climat
1. Le système climatique
1.1 Définitions
1.1.1 Climat
1.1.2 Changement climatique
1.1.3 Variabilité climatique
1.1.4 Système climatique
1.2 Processus radiatif
1.2.1 Généralités
1.2.2 Bilan d’énergie radiative
1.3 Caractéristiques des composantes du système climatique
1.3.1 Atmosphère
1.3.2 Océan
1.3.3 Géosphère
1.3.4 Cryosphère
1.3.5 Biosphère
1.4 Mécanismes de rétroaction dans le système climatique
1.4.1 Transfert d’énergie radiative
1.4.2 Transfert d’énergie calorifique
1.5 Rôle de la végétation dans le système climatique
1.5.1 Le cycle de l’eau
1.5.2 Le cycle de l’énergie
2. La modélisation climatique
2.1 Différence entre modèle météorologique et modèle de climat
2.2 Les modèles de circulation générale
2.3 Réduction d’échelle
2.3.1 Réduction d’échelle dans l’espace
2.3.2 Réduction d’échelle dans le temps
2.3.3 Modèles de climats régionaux
partie II Le modele régional du climat RegCM3
3. Description du modèle
3.1 Introduction
3.1.1 Discrétisation verticale et horizontale
3.1.2 Projections de carte
3.2 Paramétrisations du modèle
3.2.1 Formulations dynamiques
3.2.2 Paramétrisations physiques
4. Mise en oeuvre de RegCM3
4.1 Pre-processing
4.1.1 Terrain
4.1.2 ICBC
4.2 RegCM
4.3 Post-processing
partie III Simulation du climat
5. Climat et végétation de Madagascar
5.1 Le climat de Madagascar
5.2 Le couvert forestier de Madagascar
5.2.1 La couverture végétale
5.2.2 Les ressources forestières
5.2.3 La déforestation
5.2.4 Etat de dégradation
6. Simulation du climat de Madagascar
6.1 Choix des champs de température et précipitation
6.2 Simulation sur le climat actuel
6.2.1 Précipitation
6.2.2 Température
6.3 Simulation du climat en modifiant les occupations des terrains
6.3.1 Précipitation
6.3.2 Température
6.4 Résumé
Conclusion
Annexe
A. Tableaux utiles à la configuration du modèle
Bibliographie

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