CANAL-U

Texte de la 207ème conférence de l'Université de tous les savoirs donnée le 25 juillet 2000.

Le climat

par Robert Sadourny

Qu'est-ce que le climat ?

Comme la météorologie est la science des météores, en particulier du temps qu'il fait ou qu'il va faire, la climatologie est la science du climat, c'est à dire la science des probabilités ou des statistiques sur le temps. On entend trop souvent dire qu'une fête a été gâchée (par exemple) « en raison des mauvaises conditions climatiques », alors qu'il s'agit là, bien sûr, de mauvaises conditions météorologiques : le climat ne change pas quand en quelques jours, on passe du beau temps au mauvais temps !

Quand nous parlons de climat, de quel système physique parlons-nous ? Le système climatique inclut naturellement les basses couches de l'atmosphère où nous vivons, et les couches plus élevées dont le comportement est étroitement lié à celles-ci : principalement la troposphère et dans une moindre mesure, la stratosphère. Ce système inclut aussi les océans et les couches superficielles des terres émergées, qui échangent de l'eau et de la chaleur avec l'atmosphère, et bien sûr, les glaces de terre et de mer. Mais l'étude du climat ne se réduit pas à celle d'un système physique. Le climat interagit très fortement avec la chimie de l'atmosphère et de l'océan, et aussi avec la biosphère, c'est à dire l'ensemble des êtres vivants.

Étudier le climat, c'est non seulement observer continûment, sur l'ensemble du globe et durant de longues périodes, le comportement de l'atmosphère, de l'océan, des glaces et des terres émergées, mais aussi modéliser l'ensemble des mécanismes du système pour simuler son évolution. C'est en comparant le climat simulé au climat observé que nous mesurons notre niveau de compréhension des mécanismes, et donc nos capacités à prédire les évolutions futures. La climatologie s'est développée très rapidement à l'ère des satellites et des calculateurs. Les sondeurs spatiaux placés à bord de satellites à défilement, à orbite quasi-polaire, comme la série météorologique opérationnelle américaine Nimbus, permettent de suivre l'évolution des profils verticaux de la température et de l'humidité sur l'ensemble du globe. Les radiomètres à bande large, comme ERBI, ScaRaB ou CERES nous permettent de suivre les variations spatio-temporelles du bilan d'énergie de la planète. Les satellites géostationnaires comme Météosat observent en permanence les tropiques et les latitudes moyennes de leur position équatoriale à 36 000 km d'altitude. L'altimètre de TOPEX-Poséidon mesure, avec une précision de quelques centimètres, l'altitude du niveau de la mer, qui nous renseigne sur la dynamique des courants.

Quant aux modèles de climat, ce sont bien sûr des modèles pronostiques, qui décrivent une évolution dans le temps à partir d'une situation initiale donnée, comme les modèles de prévision météorologique. Mais ils doivent inclure, en plus de l'atmosphère, des océans et des glaces de mer interactifs, ainsi que les couverts végétaux et l'hydrologie des terres émergées. Ces modèles simulent en particulier le cycle de l'eau dans son ensemble, la formation des divers types de nuages, la formation de glaces de mer ; ils commencent aujourd'hui à inclure une végétation interactive et certains cycles chimiques comme le cycle du carbone et celui de l'ozone stratosphérique. Le coût de calcul est tel que, dans la pratique, la durée d'une simulation dépasse rarement le siècle ; pour des simulations plus longues, il faut user de modèles simplifiés. Le résultat d'une simulation est une évolution, c'est à dire une succession d'états instantanés du système ; l'interprétation climatologique de cette simulation repose ensuite sur l'analyse statistique de cet succession d'états. C'est d'ailleurs bien parce que le climat est un problème statistique que nous pouvons prolonger nos simulations bien au delà de la limite de prévisibilité de l'atmosphère (une douzaine de jours au plus) : on ne s'intéresse plus, comme dans la prévision du temps, aux perturbations individuelles, mais à leurs probabilités d'occurrence. Ces statistiques sont basées, soit sur des moyennes temporelles, soit sur des ensembles de simulations indépendantes. Ces dernières sont relativement faciles à construire. Il suffit par exemple de perturber très légèrement les états initiaux : à cause des instabilités du système, deux solutions initialement très proches deviennent totalement décorrélées dès qu'on atteint la limite de prévisibilité.

Énergie et climat

Le climat est d'abord une affaire d'énergie. L'apport d'énergie vient presque exclusivement du soleil ; il se répartit dans l'espace et dans le temps en fonction du mouvement orbital de la Terre, de la rotation de celle-ci sur elle-même, et des variations dans le temps de la puissance solaire. La façon dont cette énergie solaire incidente traverse l'atmosphère, pénètre à la surface, se transforme en d'autres types d'énergie comme l'énergie latente ou l'énergie potentielle, puis est réémise vers l'espace à travers l'atmosphère sous forme d'énergie infrarouge, dépend de la composition physico-chimique de l'atmosphère, du cycle de l'eau, des propriétés optiques de l'océan, de l'état des surfaces émergées et de leur couvert végétal, et enfin du transport d'énergie d'un endroit à l'autre de la planète par les mouvements de l'atmosphère et de l'océan. L'ensemble du système peut s'interpréter comme une sorte d'énorme machine thermique.

Intéressons-nous d'abord aux valeurs moyennes qui déterminent le climat terrestre. La luminosité solaire actuelle correspond à un flux incident d'énergie solaire d'environ 1368 Wm-2 ; si nous répartissons ce flux sur l'ensemble de la surface terrestre (soit quatre fois la section du cylindre intercepté par la Terre), nous obtenons une valeur moyenne de 342 Wm-2. De ce flux incident, environ 30 %, soit 102 Wm-2, est réfléchi ou rétrodiffusé vers l'espace par les nuages, les aérosols, la neige et les parties les plus réfléchissantes de la surface, notamment les déserts. Restent donc 240 Wm-2 qui sont réellement absorbés par le système : environ 65 par l'atmosphère, le reste, environ 175, servant à chauffer la surface. Le fait que presque les trois quarts de l'énergie solaire absorbée le soit au niveau de la surface entraîne naturellement que la température de l'air décroît quand on s'élève ; mais l'effet de serre accentue très fortement cette décroissance. En effet, la surface chauffée par le rayonnement solaire restitue son énergie à l'espace principalement sous forme de rayonnement infrarouge, dont une partie est absorbée et réémise vers le bas par l'écran des gaz à effet de serre (vapeur d'eau, CO2, méthane, N2O, ozone, halocarbures) ainsi que par les nuages. Cet effet de serre piège ainsi une grande quantité de chaleur dans les basses couches, dont il contribue à élever encore la température. Le rayonnement intercepté par l'effet de serre est de l'ordre de 155 Wm-2 ; cette valeur est une mesure de l'effet de serre total. Une autre mesure possible de l'effet de serre est le réchauffement qu'il entraîne pour la surface : 33°C, calculé comme la différence entre la température moyenne de la surface (288 K), et la température de la Terre vue de l'espace à travers l'atmosphère (255 K).

Les radiomètres à bandes larges comme ScaRaB (CNRS-CNES), qui mesurent le bilan radiatif depuis l'espace, nous renseignent sur les flux nets de rayonnement solaire et infrarouge irradiés par la Terre vers l'espace. Combinées avec les mesures de surface, les données de ces instruments permettent par exemple d'étudier la modulation de l'effet de serre par la température de surface, par la vapeur d'eau (le plus abondant des gaz à effet de serre) et par les nuages. D'après ScaRaB, la contribution des nuages à l'effet de serre global est d'environ 30 Wm-2, alors qu'ils augmentent la réflectivité de la planète de 48 Wm-2 : l'effet radiatif net des nuages va donc dans le sens d'un refroidissement du climat par 18 Wm-2. Bien sûr, il s'agit là d'une valeur moyenne : l'effet radiatif varie selon les types de nuages, et se répartit diversement en fonction des lieux et des saisons.

En moyenne sur le globe et dans le temps, le bilan d'énergie de la planète Terre est à peu près équilibré : la Terre irradie vers l'espace dans l'infrarouge une énergie sensiblement égale à celle qu'elle reçoit du soleil. Mais il est bien évident que cet équilibre ne peut être qu'approché, à cause des oscillations permanentes - diurnes, saisonnière et autres - du système climatique, et aussi, aujourd'hui, de la perturbation faible mais significative due à l'activité planétaire des hommes.

Le rôle de l'atmosphère et de l'océan

Par contre, en un point donné de la Terre, le bilan des échanges d'énergie avec l'espace est loin d'être équilibré. Dans les tropiques, la Terre reçoit plus d'énergie solaire qu'elle n'émet de rayonnement infrarouge ; dans les régions polaires, c'est l'inverse. Les régions d'excédent ou de déficit énergétique sont modulées par les saisons : l'hémisphère d'hiver est partout déficitaire, c'est à dire qu'en tout point, il perd de l'énergie vers l'espace. Certaines régions du globe sont même déficitaires durant toute l'année. C'est le cas des déserts subtropicaux comme le Sahara : l'air au dessus du Sahara étant particulièrement sec et sans nuage, l'effet de serre est minimal, ce qui entraîne une forte perte d'énergie infrarouge (d'où des températures nocturnes très basses) ; en outre, l'absence de végétation se traduit par une forte réflectivité de la surface, qui renvoie vers l'espace 30 à 40 % de l'énergie solaire incidente. La conjugaison de ces deux mécanismes fait de la région saharienne un puits d'énergie qui persiste tout au long de l'année.

La distribution du bilan net, ou flux net d'énergie entre la Terre et l'espace, nous renseigne sur les mouvements de l'atmosphère et de l'océan. En effet, ce sera le rôle de ces deux fluides de transporter l'excès d'énergie reçue ici ou là, vers les régions où le déficit domine. En particulier, l'océan et l'atmosphère vont transporter l'énergie de la bande tropicale vers les moyennes et les hautes latitudes, plus particulièrement du côté de l'hémisphère d'hiver. Intégrés sur un parallèle et sur l'épaisseur de l'atmosphère et de l'océan, ces flux méridiens sont de l'ordre de 5x1015 Watts. L'océan et l'atmosphère prennent une part sensiblement égale à ces transferts.

Comment l'atmosphère et l'océan peuvent-ils transporter l'énergie d'un endroit à l'autre de la planète ?

Un premier mécanisme est le mélange horizontal des masses d'air. Il est surtout efficace dans l'atmosphère, aux latitudes moyennes et pendant l'hiver, là où la température varie très rapidement avec la latitude. L'instabilité de l'écoulement atmosphérique crée des perturbations (basses pressions autour desquelles l'air tourne à peu près horizontalement dans le sens inverse des aiguilles d'une montre) qui brassent l'air chaud et souvent humide venant des subtropiques, avec l'air froid et plutôt sec venant des hautes latitudes. Cet échange se traduit par un flux de chaleur et d'énergie latente (ou vapeur d'eau) allant des subtropiques vers les hautes latitudes. Le brassage par les perturbations n'est efficace pour transporter l'énergie que parce qu'il mélange des masses d'air subtropical très énergétique, avec des masses d'air subpolaire qui le sont beaucoup moins.

Dans la bande tropicale, ce type de transport devient totalement inefficace, car les températures sont horizontalement très uniformes, et il en est de même des niveaux d'énergie. L'énergie sera transportée par des mouvements tridimensionnels, organisés en rouleaux, avec des régions d'ascendance et des régions de subsidence, le fluide allant dans les hautes couches, des régions d'ascendance vers les régions de subsidence, et dans les basses couches, des régions de subsidence vers les régions d'ascendance. Pour comprendre comment des rouleaux verticaux peuvent transporter de l'énergie suivant l'horizontale, il nous faut dire quelques mots de deux propriétés très importantes de l'atmosphère et de l'océan : il s'agit de la stratification et de la stabilité.

L'atmosphère et l'océan sont des fluides presque partout stratifiés en densité, en pression et en température : la densité, la pression et la température varient beaucoup plus vite (par plusieurs ordres de grandeur) suivant la verticale que suivant l'horizontale. L'origine de la stratification en température de l'atmosphère est, on l'a vu, le chauffage par la surface et l'effet de serre ; quant à l'océan, il est aussi chauffé par la surface et la température décroît naturellement quand on s'enfonce. Il va de soi que, partout où ces stratifications sont établies, elle sont stables, c'est-à-dire que le fluide léger est situé au dessus du fluide plus lourd ; les mouvements sont quasi-hydrostatiques. On démontre qu'une stratification est stable si l'énergie croît quand on s'élève.

Puisqu'il en est ainsi, il est clair que dans une circulation en rouleaux, la branche supérieure transporte plus d'énergie des ascendances vers les subsidences, que la branche inférieure n'en transporte des subsidences vers les ascendances. Le bilan net sera donc un transport d'énergie des ascendances vers les subsidences : les régions excédentaires en énergie seront des régions d'ascendance, et les régions déficitaires, des régions de subsidence.

Dans l'atmosphère, les régions excédentaires se trouvent principalement dans les tropiques, là où l'atmosphère reçoit un fort apport d'énergie à la surface : sur les continents, là où le soleil est au zénith, et sur l'océan, là où la surface de l'eau est particulièrement chaude. Cet apport d'énergie à la base a un effet déstabilisateur : les ascendances s'accompagnent de puissants mouvements convectifs (cumulonimbus pouvant atteindre jusqu'à 20 km de hauteur) qui transportent l'énergie vers le haut et restabilisent la stratification. Les masses d'air léger, chaud et humide qui montent dans ces tours convectives se refroidissent, leur humidité se condense et retombe en pluie : le passage du soleil au zénith sur les continents tropicaux correspond ainsi à la saison des pluies ou mousson. C'est donc un air froid et sec qui atteint les hautes couches et se dirige vers les régions déficitaires en énergie comme les déserts, où il redescend vers la surface. Ainsi, la désertification favorise le développement d'une subsidence d'air sec, qui en retour, favorise la désertification. Le contraste entre les régions convectives et humides, et les régions de subsidence où l'air est sec sont particulièrement visibles sur les images du canal vapeur d'eau de Météosat.

Dans l'océan, c'est la déperdition d'énergie à la surface, aux hautes latitudes, qui tend à violer la condition de stabilité et déclenche la convection. Celle-ci se produit surtout dans les mers de Norvège et du Labrador, et, près de l'Antarctique, dans la mer de Weddell, où l'eau lourde, froide et salée plonge et alimente la circulation abyssale.

La vapeur d'eau dans l'atmosphère, le sel dans l'océan sont tous deux des facteurs déstabilisants pour la stratification. Les seules sources de la vapeur d'eau atmosphérique (ou énergie latente) se trouvent à la surface : c'est l'évaporation sur l'océan, les surfaces d'eau ou les sols humides, ou l'évapotranspiration des couverts végétaux. De plus, la pression de vapeur saturante décroît exponentiellement quand la température s'abaisse : un air très froid ne peut absorber que très peu de vapeur d'eau. L'énergie latente est donc confinée dans les tropiques et surtout dans les basses couches de l'atmosphère, ce qui va à l'encontre de la loi de stabilité. C'est la raison pour laquelle la convection tropicale est dominée par la convection humide. Dans l'océan, l'évaporation à la surface alourdit l'eau superficielle en la chargeant en sel. Aux hautes latitudes, la formation de glace de mer est une source additionnelle de sel : le sel expulsé par la glace vient alourdir l'eau de surface, favorisant l'apparition de cheminées convectives, où se forme l'eau profonde.

Dans l'atmosphère tropicale, la circulation en rouleaux peut se schématiser en moyenne zonale sous le nom de cellule de Hadley, qui transporte l'énergie de ce que l'on appelle l'équateur météorologique, vers les subtropiques de l'hémisphère d'hiver. Au delà des subtropiques, c'est le mélange horizontal qui prend le relais pour transporter l'énergie vers les pôles. Il est intéressant de noter que lorsqu'on s'élève, si l'énergie totale et bien sûr l'énergie potentielle croissent, la chaleur sensible et l'énergie latente décroissent. Si donc les rouleaux exportent de l'énergie totale des régions d'ascendance, ils y importent en même temps de l'énergie sensible et latente, favorisant ainsi la convection et le maintien des rouleaux.

L'analogue dans l'océan des circulations en rouleaux dans l'atmosphère est la circulation tridimensionnelle dite thermohaline, parce qu'elle est gouvernée par les variations de flottaison due à la dilatation thermique et à la salinité. L'eau froide et salée qui plonge dans les mers de Norvège et du Labrador s'écoule lentement vers le sud au fond de l'Atlantique, franchit l'équateur et contourne le cap de Bonne Espérance pour rejoindre l'Océan Indien où une partie remonte à la surface ; le reste poursuit sa route vers l'est et remonte à la surface à son tour dans le Pacifique équatorial. Sous l'effet des alizés, ces eaux de surface reprennent ensuite le chemin inverse, et remontent vers le nord de l'Atlantique où elles se refroidissent, se chargent en sel, et ainsi alourdies, plongent à nouveau. Cette circulation de « tapis roulant océanique » est extrêmement lente, puisque la durée du cycle est de l'ordre de 500 ans à 1 000 ans. C'est elle qui réchauffe aujourd'hui le climat européen et en fait, à latitude égale, le plus tempéré du globe.

L'atmosphère et l'océan nous apparaissent ainsi comme les deux acteurs principaux du grand jeu climatique. Le dialogue entre ces deux acteurs joue un rôle central : les vents entraînent les eaux superficielles de l'océan ; en retour le mouvement des masses d'eau transporte de grandes quantités de chaleur qui réchauffent à leur tour l'atmosphère, modifiant ainsi le régime des vents qui vont à leur tour entraîner l'océan. Les interactions de ce type, ou rétroactions, sont monnaie courante dans le système climatique ; elles engendrent les instabilités et les oscillations naturelles qui dominent le comportement du système.

Oscillations internes

Parmi les oscillations liées aux interactions océan-atmosphère, la plus connue est le phénomène portant les noms d'El Niño (pour sa partie océanique) et d'Oscillation Australe (pour sa partie atmosphérique). Pour aborder les mécanismes d'El Niño, il faut indiquer tout d'abord que la rotation terrestre impose une domination des vents alizés (c'est-à-dire des vents d'est) dans les tropiques : c'est l'existence des alizés qui assure que la Terre solide transmet par friction sa rotation à l'atmosphère. L'entraînement des eaux superficielles du Pacifique tropical vers l'ouest par les alizés conduit à une accumulation d'eaux chaudes (plus de 30°C) dans toute la partie ouest, et à des remontées d'eaux froides au voisinage des côtes du Pérou. L'énorme quantité d'énergie ainsi emmagasinée à l'ouest se transmet à l'atmosphère, et entretient au voisinage de l'Indonésie une activité convective intense. Il en résulte, comme nous l'avons vu plus haut, une circulation en rouleau dite circulation de Walker, avec des ascendances sur les eaux chaudes de l'ouest du Pacifique et des subsidences sur les eaux froides de l'est. L'établissement de cette circulation se traduit, dans sa branche basse, par un renforcement des alizés. Nous avons là un exemple de ces rétroactions qui conduisent à des oscillations propres du système. Dans les périodes d'intensification des alizés, le Pacifique oriental est très froid, la convection sur l'Indonésie très intense. Dans les périodes d'affaiblissement des alizés, la masse d'eau chaude superficielle reflue vers l'est, la convection quitte l'Indonésie pour le centre et l'est du Pacifique. Toute la circulation en rouleaux de la bande tropicale s'en trouve modifiée : on observe des sécheresses dramatiques dans certaines régions comme l'Indonésie ou l'Australie, et des pluies diluviennes sur d'autres comme le Pérou. Le schéma le plus simple de cette oscillation est un schéma unidimensionnel, dans lequel les constantes de temps de l'oscillation sont déterminées par la propagation longitudinale d'ondes équatoriales. La réalité est naturellement plus complexe, et met en jeu l'ensemble des interactions entre les circulations tridimensionnelles de l'atmosphère et de l'océan au voisinage du Pacifique équatorial. Ces phénomènes commencent d'ailleurs à être assez bien modélisés pour que l'on aborde le stade des prévisions expérimentales.

El Niño est une oscillation interannuelle, avec une pseudo-période de l'ordre de deux à quatre ans. Il existe aussi dans les tropiques des oscillations intrasaisonnières, dont les périodes sont de l'ordre de quelques décades ; elles sont caractérisées par la propagation d'amas convectifs vers l'est, de l'ouest de l'Océan Indien vers le Pacifique équatorial. Ces oscillations sont elles aussi liées aux interactions océan-atmosphère ; elles interagissent avec la mousson asiatique et avec El Niño, ce qui leur confère une importance particulière pour l'économie et pour la société, dans des régions où la population dépasse aujourd'hui les deux milliards d'individus.

Plus proches de nous, il faut citer l'Oscillation Nord-atlantique, qui se traduit par des modulations d'intensité du contraste entre les basses pressions d'Islande et les hautes pressions des Açores. Elle concerne plus particulièrement les conditions hivernales sur l'Europe, quand ces systèmes de hautes et basses pressions sont particulièrement actifs. Un anticyclone des Açores plus intense que la normale correspond à une ligne des tempêtes atteignant l'Europe du nord : le temps y est alors plus doux et humide, tandis qu'il fait anormalement sec et froid sur l'Europe du sud. C'est l'inverse quand l'anticyclone s'affaiblit : la ligne des tempêtes atteint plutôt l'Europe du sud, y apportant davantage de précipitations.

Une autre oscillation interne, à des échelles de temps beaucoup plus longues, est la possibilité de modulation de la circulation thermohaline, donc du flux de chaleur océanique et de la formation d'eau profonde dans l'Atlantique nord. La densification des eaux du surface dans la mer de Norvège et la mer du Labrador est sensible, par exemple, à l'apport d'eau douce par les précipitations et par les fleuves, ou encore, par la fonte partielle des glaciers ou des calottes glaciaires. Un réchauffement temporaire des moyennes et hautes latitudes boréales, en activant les précipitations et la fonte des glaces, tend normalement à faire baisser la salinité de l'Atlantique nord, donc à affaiblir la circulation thermohaline, ce qui entraîne un refroidissement de l'Atlantique nord et des régions continentales qui le bordent, plus particulièrement l'Europe. Nous avons encore ici la source d'oscillations possibles, qui pourraient intervenir dans un certains nombres de changements climatiques rapides du passé, comme le début de l'épisode du Dryas Récent, brusque récession vers le froid intervenue en quelques décennies au cours de la dernière déglaciation, il y a environ 13 000 ans, ou d'autres épisodes de la dernière glaciation connues sous le nom d'oscillations de Dansgaard-Oeschger. De tels épisodes pourraient se produire de la même manière lors d'un réchauffement climatique dû aux perturbations anthropiques actuelles. La vitesse de ces variations climatiques rapides semble avoir pu atteindre dans le passé des valeurs de l'ordre de 10°C en 50 ans ; c'est là un changement climatique intense à l'échelle d'une vie d'homme.

Oscillations forcées naturelles

Le système climatique nous apparaît donc comme un oscillateur assez complexe. Cet oscillateur a ses modes d'oscillation propres, dont nous venons de donner des exemples ; mais, bien sûr, il réagit aussi aux sollicitations externes.

Nous ne citerons que pour mémoire la dérive des continents qui, à l'échelle de quelques dizaines de millions d'années, change du tout au tout les climats régionaux et modifie même le climat global, par exemple en érigeant des montagnes, ou en limitant, voire en supprimant, la possibilités de formation de calottes glaciaires. Une Terre, par exemple, où les calottes arctiques et antarctiques seraient entièrement occupées par des océans ouverts ne connaîtrait sans doute pas de glaciations, les courants océaniques apportant suffisamment d'énergie jusqu'aux pôles.

À des échelles de temps moins longues, quelques dizaines de milliers d'années, la variabilité climatique a pour source principale les variations lentes de la distribution de l'insolation, due aux irrégularités du mouvement orbital de la Terre. Le mouvement de la Terre autour du soleil est en effet perturbé par l'attraction des autres planètes du système solaire. Il est possible, par des développements en série, de reconstituer ce mouvement de façon très précise sur des périodes de temps de quelques millions d'années. Les variations correspondantes de l'insolation sont entièrement définies par les variations dans le temps de trois paramètres : l' excentricité de l'ellipse, qui module le contraste entre une saison chaude globale où la Terre est proche du soleil, et une saison froide globale où elle est éloignée du soleil ; l' obliquité de l'équateur terrestre sur l'écliptique, qui module le contraste entre l'hémisphère d'été et l'hémisphère d'hiver ; et enfin, la précession, qui définit le déphasage entre la saison chaude globale et l'hiver ou l'été de l'un ou l'autre des deux hémisphères. L'excentricité varie entre 0 (cercle parfait) et 0,07, avec une période d'environ 100 000 ans. L'obliquité varie entre 22° et 25°, avec une période de 41 000 ans. La précession est un phénomène un peu plus compliqué : la précession astronomique est le mouvement de rotation de l'axe des pôles sur le cône de précession dont la période est 26 000 ans, auquel s'ajoute le mouvement de nutation ; mais pour arriver à ce que l'on appelle la précession climatique, c'est à dire à la phase des saisons le long de l'orbite, il faut aussi tenir compte de la rotation de l'orbite elle-même : d'où deux périodes principales de 19 000 ans et 23 000 ans.

Il est aujourd'hui universellement admis que les grandes variations du climat qui ont dominé les deux derniers millions d'années sont dues à ces variations orbitales et aux variations d'insolation qui en découlent. Les phénomènes les plus marquants sont les alternances d'époques glaciaires et interglaciaires, rythmés par la lente accumulation, puis la disparition relativement rapide d'énormes calottes de glace sur l'Amérique du Nord et le nord de l'Europe. Le dernier cycle glaciaire-interglaciaire a duré environ 120 000 ans. L'accumulation de glace sur les pôles est toujours lente, car il faut beaucoup de temps à l'atmosphère pour transporter de la vapeur d'eau en quantité suffisante aux hautes latitudes où l'air est froid et peu porteur d'humidité. Le retour à l'interglaciaire par fonte ou déstabilisation des calottes est beaucoup plus rapide. Nous nous situons aujourd'hui à la fin d'une période interglaciaire qui a débuté il y a environ 10 000 ans. Le dernier maximum glaciaire, c'est à dire l'époque où le climat a été le plus froid et où les calottes glaciaires ont atteint leur extension maximale, s'est produit il y a environ 20 000 ans. À cette époque, le Canada et le nord des États-Unis étaient recouverts par plus de trois kilomètres et demi de glace, et le nord de l'Europe et de la Russie, par plus de deux kilomètres de glace ! La température moyenne du globe était de cinq à six degrés plus basse qu'aujourd'hui, et les pôles étaient plus froids d'environ dix degrés. Juste après le retour à l'interglaciaire, il y a six à dix mille ans, le climat était légèrement plus chaud qu'aujourd'hui : la précession était telle que la Terre était proche du soleil durant l'été boréal (c'est le contraire actuellement) : les étés de l'hémisphère nord étaient donc plus chauds, les moussons africaines et asiatiques étaient plus intenses et pénétraient plus au nord dans les deux continents : le sud de ce qui est aujourd'hui le désert saharien était relativement verdoyant et peuplé d'animaux et de pasteurs, comme le rappellent les fresques du Tassili.

Nous disposons sur les quatre derniers cycles glaciaires-interglaciaires, c'est à dire sur les quatre cent ou cinq cent mille dernières années, de ces véritables archives de l'évolution du climat que sont les calottes glaciaires et les sédiments marins ou lacustres, que l'on explore par carottage, stratigraphie, analyse isotopique et analyse chimique. La teneur des glaces, par exemple, en isotopes lourds de l'oxygène et de l'hydrogène nous renseigne sur l'histoire du cycle de l'eau (marquée lors de l'évaporation par des fractionnements isotopiques), donc sur les températures, les précipitations et le niveau des mers, qui, il y a 20 000 ans, à l'époque des grandes calottes glaciaires, était 120 mètres en dessous du niveau actuel (on allait à pied sec de France en Angleterre, et de l'Asie continentale jusqu'à Java et Bornéo). Les fines bulles d'air prisonnières de la glace nous permettent de retrouver la composition chimique de l'air (en particulier sa teneur en gaz à effet de serre : dioxyde de carbone et méthane) au moment où la glace s'est formée, jusqu'à il y a plusieurs centaines de milliers d'années.

Ce que nous disent ces archives et les modélisations que l'on peut faire de l'évolution du climat sur ces périodes de temps, c'est que le système climatique se comporte comme un amplificateur des impulsions orbitales, grâce aux multiples rétroactions dues par exemple au cycle de l'eau : la formation de calottes glaciaires et l'accroissement du manteau neigeux, en renvoyant davantage d'énergie solaire vers l'espace, intensifient le refroidissement ; ou encore, dues au dioxyde de carbone et au méthane : la teneur de ces gaz dépend de l'activité biologique et diminue lors des baisses d'insolation, avec pour conséquence un affaiblissement de l'effet de serre et donc un refroidissement supplémentaire.

Une autre cause naturelle, externe, de variations climatiques, est l'activité même du soleil. La « dynamo » solaire est modulée par des cycles de 22 ans ; la luminosité varie, elle, suivant des cycles de 11 ans, car elle ne dépend pas du signe du champ magnétique. Les périodes d'activité maximale du soleil se manifestent par la multiplication de taches solaires (surcompensées par des facules ou plages extrêmement brillantes). Nous disposons d'observations quantitatives de l'évolution de l'activité solaire depuis la fondation de l'Observatoire de Paris dans la deuxième moitié du XVIIe siècle (apparition, disparition, nombre de taches, variations du diamètre du soleil qui varie en raison inverse de son activité). Nous savons ainsi que la deuxième moitié du XVIIe siècle a été une période d'activité solaire particulièrement faible, allant jusqu'à une disparition totale des taches durant des périodes de plusieurs années. Aujourd'hui, des radiomètres à cavité, embarqués sur des plate-formes spatiales, mesurent ces variations avec une grande précision en s'affranchissant des perturbations dues à l'absorption par l'atmosphère. Dans un cycle de 11 ans actuel, la luminosité solaire varie d'environ un Watt m-2 (sur une valeur moyenne d'environ 1368 Watts m-2) : ces modulations sont donc très faibles et ne peuvent donner lieu à des effets climatiques importants, d'autant plus que 11 ans est une durée trop brève pour perturber l'inertie thermique de l'océan.

On sait toutefois que l'activité solaire est modulée par des cycles plus longs que le cycle de 11 ans ; le plus court est le cycle de Gleisberg (environ 80 ans). Ces cycles peuvent avoir des influences climatiques plus fortes. Néanmoins, nous ne disposons pas encore de véritables modèles tridimensionnels de la dynamo solaire et nous ne savons pas reconstruire très précisément les variations de la luminosité au cours des derniers siècles. Des modèles simplifiés ont permis d'estimer la baisse de puissance du soleil au XVIIesiècle, époque dite du minimum de Maunder, à environ 0,4 %, ce qui donne une diminution du flux solaire absorbé d'environ un Watt par mètre carré pendant au moins un demi-siècle. Cette époque semble avoir été particulièrement froide, comme en témoignent les canaux gelés des peintures hollandaises, et diverses archives climatiques (notamment la dendroclimatologie qui étudie les variations de la croissance passée des arbres et les relie aux variations de température et de pluviosité). Néanmoins, nous ne sommes pas sûrs que le refroidissement observé, qu'on a appelé assez suggestivement « petit âge glaciaire », ait été un phénomène réellement global ; il pourrait bien s'être en fait limité à l'Europe.

Perturbations anthropiques

Nous nous étendrons peu ici sur les conséquences climatiques de l'effet de serre anthropique, dû à l'injection dans l'atmosphère de produits de la combustion et d'autres activités humaines : celles-ci font l'objet d'un autre exposé dans cette même série. On notera seulement qu'il faut toujours replacer ces effets, avec leurs propres constantes de temps (de quelques décennies à plusieurs siècles) dans le cadre des variations naturelles du climat, auxquelles elles se superposent et avec lesquelles elles peuvent interagir. Par exemple, nous nous dirigeons aujourd'hui naturellement vers une nouvelle glaciation qui devrait se développer progressivement dans les 100 000 ans qui viennent. Certaines études montrent que la modification de cette évolution naturelle par le réchauffement climatique dû aux hommes pourrait perdurer sur plusieurs milliers d'années.

Revenons au présent ou à un avenir plus proche. L'effet de serre n'est pas, et de loin, la seule perturbation d'origine anthropique. Les divers types de combustion, dont les sociétés modernes font un si grand usage, injectent aussi dans l'atmosphère, à doses plus ou moins grandes, des pollutions visibles sous forme d'aérosols, petites particules en suspension dans l'air, à base de carbone suie, de carbone organique, de dioxyde de soufre, etc. Beaucoup de ces particules ont des tailles de l'ordre des longueurs d'onde du rayonnement solaire : elles interceptent une partie de ce rayonnement et l'empêchent d'atteindre la surface, soit en le renvoyant vers l'espace, soit en l'absorbant : dans une atmosphère très polluée, la couche d'aérosols peut être assez dense pour masquer complètement le soleil un jour de beau temps. À l'opposite de l'effet de serre, les aérosols tendent ainsi à refroidir la surface, et donc le climat. Le fait que certains aérosols, les aérosols soufrés, sont hygroscopiques les rend aptes à jouer en plus le rôle de noyaux de condensation : à quantité donnée de vapeur d'eau, la présence d'une grande quantité d'aérosols soufrés multiplie donc le nombre de gouttelettes ; les gouttelettes qui se forment sont plus petites, elles se forment donc en plus grandes quantités et restent en suspension plus longtemps : un même volume de gouttes d'eau offre ainsi une surface réfléchissante plus grande et plus persistante. Cet effet refroidisseur supplémentaire est ce que l'on appelle l'effet indirect des aérosols soufrés.

Contrairement aux gaz à effet de serre, les aérosols ont une durée de vie courte. Ceux dont la durée de vie est la plus longue sont les aérosols stratosphériques naturels, injectés dans la stratosphère par les grandes éruptions volcaniques tropicales comme récemment, El Chichon ou le Pinatubo : ils sédimentent lentement et leur rôle de refroidisseur n'excède pas deux ou trois ans. Les aérosols soulevés par le vent dans les déserts, et les aérosols anthropiques restent pour l'essentiel dans les basses couches et la plus grande partie (notamment les aérosols soufrés) sont lessivés rapidement par les pluies. Leur durée de vie est de l'ordre d'une semaine, leurs panaches ont une extension limitée, contrairement au CO2, par exemple, qui est très bien mélangé dans l'ensemble de l'atmosphère. Néanmoins, ces panaches peuvent affecter notablement les climats régionaux. Pendant l'hiver 1999, la campagne INDOEX a étudié le panache issu de l'Inde et de l'Asie du Sud, qui, poussé par les vents de nord-est, s'étale de décembre à mars sur tout le nord de l'Océan Indien, jusqu'à la ligne des grands systèmes convectifs située vers 5 à 10°S, où la plupart sont lessivés. Le contraste est impressionnant, entre l'atmosphère lourdement polluée au nord de cette ligne convective, et l'atmosphère très pure située au sud. INDOEX a montré que ces pollutions régionales modifiaient fortement le bilan radiatif à la surface, créant des déficits d'énergie à la surface de la mer de l'ordre d'une vingtaine de Watts par mètre carré ; ceci doit entraîner des perturbations notables de l'interaction océan-atmosphère, en particulier des déficits d'évaporation pouvant influencer les précipitations dans des endroits très éloignés. Certaines études ont montré que de même, pendant l'été, la pollution émise sur le sous-continent indien influençait négativement les précipitations de mousson, parce qu'elle limite l'excédent énergétique à la surface qui est le véritable moteur de la saison des pluies. Le problème est évidemment que la pollution, comme l'effet de serre, est directement liée au développement et à l'explosion démographique. Les effets climatiques étudiés par INDOEX ne pourront que croître très fortement dans les décennies à venir, même si des mesures anti-pollution commencent à être mises en Suvre.

Enfin, on ne peut pas parler des perturbations climatiques liées à l'activité humaine sans évoquer, au moins brièvement, l'évolution du climat du Sahel. Les années soixante-dix ont été marquées par une baisse catastrophique des précipitations dans la bande sahélienne. Cette évolution fut vraisemblablement due, en partie à des causes naturelles, en partie à des causes anthropiques.

Les causes naturelles peuvent être rapportées aux interactions océan-atmosphère. On a vu que les précipitations tropicales (la saison des pluies) étaient liées aux branches ascendantes des circulations en rouleaux. Celles-ci se développent au dessus des continents, là où l'énergie solaire reçue est maximale, et, au dessus des océans, là où la température de la mer est particulièrement élevée. On conçoit que ces deux mécanismes puissent interférer, et qu'une anomalie d'eau chaude sur l'océan, en créant de nouvelles ascendances et de nouvelles subsidences, puisse accentuer ou limiter les ascendances continentales. C'est ce qui se produit avec El Niño, qui entraîne des sécheresses sur l'Indonésie, l'Australie, le Mozambique et le Nordeste brésilien, ainsi que des moussons généralement médiocres sur l'Inde. De même, il existe de fortes corrélations entre certaines anomalies de température océanique, et les sécheresses sahéliennes. Ceci dit, la région continentale où les pluies sont les mieux corrélées aux températures de l'océan semble bien être le Nordeste brésilien, qui réagit à la fois, aux oscillations El Niño-La Niña à l'ouest, et aux oscillations nord-sud des températures de l'Atlantique tropical, à l'est. Les modèles de circulation générale de l'atmosphère simulent très bien ce genre de relations.

Mais pour en revenir au Sahel, le comportement des hommes semble aussi avoir joué son rôle. La destruction de la végétation par le surpâturage conduit à une augmentation de la réflectivité de la surface, et donc à une moindre absorption de l'énergie solaire. De là, comme nous l'avons déjà expliqué, un affaiblissement de la saison des pluies, qui renforce la tendance à la désertification : on retrouve ici encore, une de ces rétroactions qui rendent le système climatique si sensible aux perturbations externes. D'une façon beaucoup plus générale, il est clair que le développement de nos civilisations s'est toujours accompagné de déforestation intensive liée aux pratiques agricoles, à la navigation ou à la construction : dans l'antiquité, tout le pourtour de la Méditerranée ; au Moyen Âge, l'Europe ; au siècle dernier, l'Amérique du Nord ; l'Inde aussi au cours des siècles passés ; et aujourd'hui, l'ensemble des forêts équatoriales, de l'Indonésie à l'Amazonie en passant par l'Afrique. L'évolution des climats n'a certes pas été insensible à toutes ces perturbations.