La modélisation du changement climatique 

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Gradient méridien d’énergie et circulation atmosphérique

Ce vaste système est alimenté en énergie par le rayonnement solaire. Au sommet de l’atmosphère, la quantité d’énergie que notre planète reçoit est d’environ 1 360 W/m2 (Kopp et Lean, 2011; Myhre et al., 2013). Cette valeur correspond à ce que reçoit la surface du disque de même rayon que celui de la planète à un instant donné. Sur une année complète, l’énergie reçue par la surface terrestre est quatre fois plus petite et n’est pas répartie de manière équitable d’une latitude à l’autre. Le climat est dominé par ce déséquilibre, connu sous le nom de gradient méridien d’énergie. En raison de la sphéricité de la Terre, le rayonnement solaire reçu est maximum à l’équateur et minimum aux pôles. Ce contraste n’est pas totalement compensé par le rayonnement infrarouge 1 et l’albédo 2 de la Terre. Cet excédant d’énergie dans les basses latitudes est transporté vers les pôles par le biais des vents et des courants marins (Figure 1.1).
Ce transport est régi par la force gravitationnelle et la force de Coriolis. La première est à l’origine des mouvements verticaux de l’atmosphère et de l’océan.
La deuxième est due à la rotation de la Terre et dévie les transports horizontaux vers l’est. Dans l’atmosphère, le transport se fait par le biais des cellules de Hadley (Figure 1.2). En raison des contrastes de température entre les zones continentales et océaniques, des circulations zonales (circulation de Hadley-Walker) sont présentes dans les tropiques. Dans les moyennes et hautes latitudes, la force de Coriolis a davantage d’influence que dans les tropiques. Un large flux zonal en altitude (i.e. le courant jet) se traduit à la surface par des vents d’ouest.
Cette circulation implique un contraste important de régimes de temps entre les différentes latitudes. Au premier ordre, la stabilité de la cellule équatoriale la rend dépendante de la saisonnalité uniquement. La zone de convergence intertropicale présente un cycle saisonnier méridien et se retrouve toujours dans l’hémisphère d’été. Le couplage de ce cycle avec les circulations zonales est à l’origine de l’alternance des saisons des pluies et des saisons sèches dans les zones tropicales.
Les zones de subsidence aux tropiques créent un climat très sec à l’origine des déserts. Dans les moyennes latitudes, l’instabilité du courant jet implique une succession de dépressions et d’anticyclones. Ce mécanisme cause un temps changeant avec des précipitations plutôt modérées en intensité en comparaison de celles des basses latitudes.
Les courants océnaniques sont régis par la circulation thermohaline liée aux hétérogénéités de la température et de la salinité de l’eau. Elle se fait sur de plus longues échelles de temps que la circulation atmosphérique.

Équilibre radiatif

L’énergie solaire reçue est contre-balancée par des flux d’énergie sortant du système climatique. On dit alors que le système est à l’équilibre énergétique ou radiatif (Figure 1.3).
Après être entré dans le système, une partie de l’énergie solaire est réfléchie par la surface terrestre et par certains composants de l’atmosphère. Le reste est absorbé par le système. Par réaction, celui-ci émet un rayonnement infrarouge de même intensité que le rayonnement solaire absorbé. Ces flux d’énergie cachent plusieurs processus d’émission, d’absorption et de réflexion de différentes composantes du système. On peut en noter deux en particulier :
— L’atmosphère absorbe puis ré-émet vers la surface une partie importante du rayonnement infrarouge émis par la surface terrestre. Cette fraction ré-émise dépend de la répartition des nuages, de la composition de l’atmosphère et principalement de la concentration des gaz à effet de serre (GES), représentés en majorité par la vapeur d’eau, le dioxyde de carbone (CO2) et le méthane (CH4). Cet effet de serre naturel permet de maintenir la température moyenne de la surface terrestre à environ 15°C.
— Les aérosols d’origine naturelle ont plusieurs effets. Un effet direct consiste à diffuser la rayonnement solaire dans l’atmosphère et est communément appelé l’effet « parasol » résultant en un refroidissement de la planète. Plusieurs effets indirects sont liés à leur interaction avec les nuages en jouant le rôle de noyaux de condensation et ont encore du mal à être quantifiés actuellement. La présence d’aérosols favorise la formation des nuages, mais réduit la taille des gouttes et donc augmente leur pouvoir réfléchissant.
L’équilibre énergétique doit être vérifié au niveau de la surface terrestre. En plus du rayonnement infrarouge émis, des flux de chaleur de la surface vers l’atmosphère traduisent la diffusion thermique et l’évaporation de l’eau contenue dans les océans (ou l’évapotranspiration de l’eau contenue dans les sols). Il s’agit respectivement des flux de chaleur sensible et latent.

Les perturbateurs de l’équilibre

Plusieurs facteurs peuvent déséquilibrer le bilan énergétique du système. Ils proviennent tant de l’extérieur que du système lui-même. Ces perturbateurs imposent ce que Hansen et al. (1981) ont appelé pour la première fois un forçage radiatif. Une certaine quantité d’énergie reçue, émise ou retenue par le système s’ajoute ou se soustrait au bilan énergétique. Ce forçage crée alors un déséquilibre que le système climatique tente de compenser.
Une réponse directe du système climatique correspond à la modification de sa température, régulant ainsi les émissions infrarouges envoyées vers l’espace. Dès que le forçage radiatif est appliqué, la réponse du système est déterminée par plusieurs interactions entre ses composantes (Stocker et al., 2001; Forster et al., 2007). Beaucoup de mécanismes de rétroactions peuvent amplifier ou atténuer les effets du changement de forçage. On parle alors respectivement de rétroaction positive et négative.
La rétroaction négative principale du système climatique consiste en une augmentation du rayonnement infrarouge de la surface quand sa température augmente.
La rétroaction de la vapeur d’eau est une rétroaction positive dominante.
L’augmentation de la température entraîne une augmentation de la concentration de vapeur d’eau, principal gaz à effet de serre naturel, dans l’atmosphère selon la relation de Clausius-Clapeyron 3. Une augmentation de la température induit 3. La relation de Clausius-Clapeyron définit les changements de la pression d’équilibre en fonction de la température au cours d’un changement d’état physique d’un corps pur, ici l’eau.
Plus la température augmente, plus la chaleur latente dégagée de la phase liquide à la phase gazeuse est importante : dP/dT = L/TdV où P est la pression du corps, T sa température, V 30 La modélisation du changement climatique donc un effet de serre plus fort renforçant lui-même le réchauffement initial. Certaines rétroactions se font dans un intervalle de temps très court (i.e. quelques heures), alors que d’autres s’étendent sur quelques siècles. Leur impact ne peut être pleinement compris qu’en considérant leur échelle de temps.
Les fluctuations du rayonnement solaire reçu par la Terre sont à l’origine de forçages radiatifs naturels. L’intensité de ce rayonnement peut avoir des variations temporelles non-négligeables en raison de l’évolution des paramètres orbitaux.
Ceux-ci décrivent le mouvement et l’orientation de la Terre par rapport au rayonnement solaire.
À une échelle de temps plus courte, le Soleil n’émet pas une quantité d’énergie égale au cours du temps.
L’apparition de taches solaires (i.e. partie du Soleil émettant moins que la moyenne) implique des fluctuations ayant un cycle d’environ 11 ans, mais pouvant varier dans un intervalle de 8 à 15 ans. Depuis le début de l’ère industrielle, leur amplitude maximale est inférieure à 0.1% (Figure 1.4). Depuis le milieu du XVIIIème siècle, l’addition de ces cycles solaires a occasionné un forçage radiatif moyen minime de 0.05±0.05 W/m2 (Myhre et al., 2013) comparé à la quantité d’énergie solaire reçue par le système.
Au sein du système, les perturbations naturelles de l’équilibre agissent principalement via la composition chimique de l’atmosphère. Les principaux acteurs de ce forçage sont les éruptions volcaniques qui injectent une quantité significative de dioxyde de soufre (SO2) dans la stratosphère 4. Le temps de réponse du système climatique et la variabilité des occurrences d’éruptions peuvent expliquer la majorité des changements du dernier millénaire (Schneider et al., 2009; Brovkin et al., 2010; Legras et al., 2010; Miller et al., 2012). Bien que les éruptions engendrent également des émissions de particules minérales (i.e. principalement des cendres), ce sont les particules d’acide sulfurique qui sont responsables d’un forçage important pour le climat, en raison de leur plus petite taille et de leur plus grande longévité dans l’atmosphère. Leur forçage est négatif, car elles renvoient une partie du rayonnement solaire vers l’espace. Une unique éruption a ainsi la capacité de refroidir le climat moyen à court terme. La dernière éruption majeure est celle du Mont Pinatubo dans les Philippines en 1991 causant un forçage radiatif maximum de l’ordre de -4 à -5 W/m2 (Boucher, 2012). Depuis 1750, plusieurs éruptions semblables se sont produites (Figure 1.5). Les émissions de CO2 causées par des éruptions sont au moins 100 fois moins importantes que celles issues des son volume et L la chaleur latente activités humaines et n’ont donc pas de conséquences pour le climat à l’échelle de la décennie et au-delà (Gerlach, 2011).
L’association de ces forçages naturels et de la variabilité interne est à l’origine de la variabilité naturelle du système climatique.

Un nouveau perturbateur

Depuis maintenant presque deux siècles, l’être humain est entré en jeu dans le déséquilibre énergique terrestre. La révolution industrielle a restructuré la société dans son ensemble. Depuis, les progrès techniques ne cessent de se poursuivre. En modifiant son mode de vie et avec la pression grandissante de la démographie, l’être humain a fortement modifié la composition de l’atmosphère. Il intensifie directement l’effet de serre en émettant des aérosols et des GES tels que le CO2, le CH4, le protoxyde d’azote (N2O) et les chlorofluorocarbures (CFCs). La concentration atmosphérique de CO2 a déjà augmenté de 40% environ par rapport à 1750 (Hartmann et al., 2013).
Simultanément, le bilan énergétique et hydrologique de la planète est fortement modifié par les changements de l’utilisation anthropique des sols :
— Un changement de la couverture du sol modifie son albédo. Cela a une influence sur le bilan énergétique de l’atmosphère pour les courtes longueurs d’onde (e.g. Charney et al., 1977; Sud et Fennessy, 1982; Dirmeyer et Shukla, 1994).
— La rugosité du sol contrôlée principalement par la végétation et la topographie modifient les flux turbulents de surface. Ceux-ci jouent un rôle dans les flux de chaleur sensible et latent entre le sol et l’atmosphère (e.g. Shukla et Mintz, 1982; Douville et al., 2001; Zampieri et al., 2009).
— En présence de végétation, l’évaporation et le stockage de CO2 peuvent devenir plus importants. L’eau peut être captée plus en profondeur et la surface d’évaporation devient plus grande (e.g. Sud et al., 1988).
Figure 1.6 : Évolution du forçage radiatif causé par les émissions anthropiques de GES du début de l’ère industrielle à nos jours (issu de Myhre et al., 2013).
Les activités humaines et la démographie induisent donc un forçage radiatif sur le système ayant différentes origines et différents effets. La Figure 1.6 illustre l’évolution du forçage des GES anthropiques tout au long de l’ère industrielle et montre bien l’accélération qu’elle subit depuis le milieu du 20ème siècle. L’augmentation de la concentration des GES agit bien comme le principal déterminant du forçage anthropique. De 1750 à 2011, ces GES ont induit un forçage radiatif de 2.83 W/m2 ([2.54,3.12] pour un intervalle de confiance à 90%). L’ozone troposphérique a joué un rôle dans l’augmentation du forçage, tandis que l’ozone stratosphérique l’a diminué. La plus grande incertitude a pour origine les interactions que les aérosols ont avec le rayonnement et avec la couverture nuageuse. Ces interactions induisent un forçage radiatif négatif. En regroupant ces perturbations anthropiques, le forçage radiatif total induit a été estimé à 2.3 W/m2 [1.1,3.3] en 2011 (Figure 1.7 et Myhre et al., 2013). En comparaison, l’amplitude de l’ensemble des forçages naturels pour la même période est évaluée 40 à 50 fois plus petite.
Figure 1.7 : Histogramme du forçage radiatif par facteur calculé pour la période allant de 1750 à 2011 (issu de Myhre et al., 2013). Les barres d’incertitudes représentent l’intervalle de confiance de 90%.
À l’échelle centennale, le forçage radiatif induit par les activités humaines domine les forçages naturels.
Le rayonnement de la planète dépend directement de sa température 5. Le premier ordre de la réponse du système climatique aux forçages anthropiques est alors une augmentation de la température globale depuis le début de l’ère industrielle. En la citant, Broecker (1975) a été le premier à parler d’anthropogenic global warming, littéralement « réchauffement global anthropique ».
Les différentes mesures de la température globale de surface montrent ce réchauffement (Figure 1.8). En moyenne, la différence de température est estimée à 0.85°C [0.65,1.06] entre 1880 et 2012. Presque toutes les régions présentent un réchauffement, à l’exception d’une partie de l’Atlantique Nord. Une diminution du nombre de jours et de nuits froids est très probable depuis le milieu du 20ème siècle. À l’inverse, le nombre de jours et de nuits chauds semble avoir augmenté,
conduisant à des vagues de chaleur de plus en plus fréquentes (Hartmann et al., 2013). À cette tendance globale s’ajoute la variabilité inter-annuelle et décennale d’origine naturelle.
La distribution temporelle des températures saisonnières s’en voit alors modifiée en se déplaçant vers des valeurs plus élevées et en s’étalant sur une gamme plus large de valeurs (Hansen et al., 2016). Sur les continents de l’hémisphère Nord, la distribution des températures estivales s’est décalée de plus d’une déviation standard durant la décennie 2005-2015 par rapport à la période 1951-1980. Plus de 80% des étés sont alors considérés significativement plus chauds que la moyenne (Figure 1.9 en haut à droite). Le décalage de la distribution pour les températures hivernales est moins important (Figure 1.9 en bas à droite), non pas parce que le réchauffement est moins élevé, mais parce que la variabilité inter-annuelle est plus élevée en hiver qu’en été.
De façon complémentaire à cette réaction directe du système climatique, sa réponse inclut des processus mettant en jeu toutes ses composantes, avec en autres de la déviation standard locale sur les surfaces continentales de l’hémisphère Nord. Les graphiques du haut correspondent à l’été boréal (i.e. juin, juillet et août). Ceux du bas à l’hiver boréal (i.e. décembre, janvier et février). Tiré de Hansen et al. (2016) la modification du cycle hydrologique affectant les régimes de précipitations. Audessus des zones continentales des moyennes latitudes Nord, il est probable que les précipitations aient augmenté depuis le début du 20ème siècle. Pour les autres régions, la moins bonne qualité des mesures empêche de donner des conclusions robustes. Il est également probable que le nombre d’épisodes continentaux de précipitations intenses a augmenté sur davantage de régions par rapport à celles sur lesquelles ce nombre a diminué. Aucune conclusion robuste sur l’augmentation de l’activité cyclonique n’a encore pu être faite (Hartmann et al., 2013). Les changements du climat observés dans les dernières décennies induisent également des modifications de la phénologie de la végétation 6. Sous l’effet du changement climatique anthropique, l’amplitude du cycle saisonnier de la végétation a tendance à être plus grande et sa forme est modifiée (Keeling et al., 1996).
Dans le cas des végétaux ayant un cycle marqué, les saisons foliaires 7 commencent plus tôt et durent plus longtemps, et ce tant à l’échelle globale que continentale.
Entre 1960 et 1995, il a été estimé que le début de la saison foliaire a avancé de 6 jours en moyenne et la fin a été reculée de 5 jours, donnant des saisons estivales plus longues d’une semaine et demie environ (Menzel et Fabian, 1999). D’autres études vont dans le même sens en affirmant que la saison a été allongée de 0.3 jour par année entre 1980 et 2000 et en attribuant les 55% de cet allongement à un début de saison plus précoce (Piao et al., 2007). Les plus grands changements ont plutôt été observés et simulés dans les latitudes comprises entre 45°N et 70°N (Myneni et al., 1997; Zhou et al., 2001). Une plus longue saison foliaire entraînerait une augmentation globale de la quantité de végétation sur les surfaces continentales (Piao et al., 2007). Malgré cette tendance à l’allongement des saisons, des données satellite ont permis d’évaluer que la tendance à un début de saison plus précoce ralentit actuellement, pour les arbres principalement, en raison d’hivers moins vigoureux (Fu et al., 2015). Des hivers plus doux permettent en effet un démarrage plus précoce de la croissance végétale. Se retrouvant dans des conditions climatiques peu propices à leur développement, les bourgeons vont éclore plus lentement menant à un début de saison plus tardif.

Description des expériences de modélisation

La démarche scientifique classique consiste à formuler une hypothèse, puis à la tester expérimentalement, si possible à plusieurs reprises pour augmenter la pertinence du résultat. Dans le cas particulier des sciences du climat, les expériences ne peuvent pas être réalisées en « grandeur nature ». L’état du système climatique ne peut être évalué qu’à partir d’observations. Afin d’étudier la réponse du système en fonction de plusieurs paramètres, il n’est pas possible de modifier ces derniers.
Nous pouvons uniquement nous référer à des climats passés. Il est alors nécessaire e mettre au point des modèles numériques représentant de la meilleure façon possible ce système et les processus physiques et chimiques qui y interviennent.
Les motivations de la modélisation sont de comprendre les mécanismes contrôlant les différentes composantes du système et leurs interactions, que ce soit pour comprendre les climats passés ou pour évaluer la réponse à un forçage radiatif en termes d’évolution de variables climatiques pertinentes.

Table des matières

Introduction générale 
1 La modélisation du changement climatique 
1.1 Les caractéristiques et les fluctuations du système climatique
1.1.1 Gradient méridien d’énergie et circulation atmosphérique
1.1.2 Équilibre radiatif
1.1.3 Les perturbateurs de l’équilibre
1.1.4 Un nouveau perturbateur
1.2 Description des expériences de modélisation
1.2.1 Les composantes d’un modèle et leurs interactions
1.2.2 Discrétisation des composantes
1.2.3 L’exercice CMIP5
1.2.4 Conditions initiales et itération
1.2.5 Sensibilité d’un modèle
1.3 La projection des changements futurs
1.3.1 Le forçage anthropique projeté pour le 21ème siècle
1.3.2 Résultats principaux
1.3.3 La génération précédente de scénarios climatiques
1.4 Summary of the first chapter
2 Vers une analyse alternative des projections climatiques 
2.1 Le changement vu autrement
2.1.1 L’émergence du changement
2.1.2 Vitesse spatiale des changements et mouvement des écosystèmes
2.2 Vitesse temporelle du changement et processus d’adaptation
2.3 L’approche particulière de la thèse
2.3.1 Définition alternative de la vitesse
2.3.2 Analyse en deux dimensions
2.4 Modèles et données sélectionnés
2.5 Analyse multi-modèle
2.6 Summary of the second chapter
3 Vitesse de réchauffement et conséquences sur les distributions de température 
3.1 Évolution de la température de surface
3.2 Définition des indicateurs
3.2.1 Évaluation de la rapidité du réchauffement
3.2.2 Décalages significatifs de la distribution de température
3.3 Article 1 : Investigating the pace of temperature change and its implications over the twenty-first century
3.4 Éléments complémentaires sur la rapidité du réchauffement
3.4.1 Constraste entre les continents et les océans
3.4.2 Liens avec le forçage radiatif
3.4.3 Sensibilité à la durée de la référence glissante
3.4.4 Modes de variabilité dominants
3.5 Étude saisonnière des décalages significatifs de température
3.6 Éléments complémentaires sur la population exposée
3.7 Summary of additional elements
4 Vitesse de changement des précipitations et stabilisation spatiale des tendances 
4.1 Évolution des précipitations
4.2 Définition des indicateurs
4.2.1 Évaluation de la rapidité du changement de précipitations
4.2.2 Répartition spatiale des tendances
4.2.3 Rôle de différents mécanismes physiques
4.3 Article 2 : Spatial stabilization and intensification of moistening and drying rate patterns under future climate change
4.4 Éléments complémentaires
4.4.1 Analyse saisonnière
4.4.2 Modes de variabilité dominants
4.4.3 Décomposition de la composante thermodynamique
5 Vitesse des changements de la végétation 
5.1 Cadre de l’analyse
5.1.1 Sélection restreinte des modèles de climat
5.1.2 Classification des types de végétation
5.1.3 Caractéristiques des simulations sélectionnées
5.2 Évolution du cycle saisonnier et végétation majoritaire
5.3 Définition des indicateurs
5.3.1 Changement de la répartition des groupes de végétation
5.3.2 Modification des caractéristiques du cycle saisonnier
5.4 Évolution de la vitesse de changement des groupes de végétation
5.5 Évolution de la vitesse des changements du cycle saisonnier
5.5.1 Cycle des arbres de l’hémisphère Nord
5.5.2 Cycle des herbacées de l’hémisphère Nord
5.5.3 Cycle des herbacées des tropiques Nord
5.5.4 Comportements divergents des cultures selon la latitude
5.6 Conclusions du cinquième chapitre
5.7 Summary of the fifth chapter
Conclusions et perspectives 
Article 3 : (In)certitudes et adaptation au climat futur, le regard des « acteurs de demain »
Bibliographie 
Table des figures
Liste des tableaux
Liste des acronymes

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