Evolution des propriétés des nuages opaques aux
tropiques pendant le 21e siècle

Les nuages et le climat 

Ce chapitre est composé de 2 parties : les nuages (section 2.1) et le climat (section 2.2). 2.1 Les nuages Dans cette section, nous allons voir comment les nuages d’eau liquide (section 2.1.1.1) et d’eau solide (section 2.1.1.2) se forment. Ensuite, nous parlerons de la classification des différentes espèces de nuages (section 2.1.2). Dans la section 2.1.3, nous regarderons comment les nuages sont observés à l’aide de télédétection spatiale. La section 2.1.4 décrit la circulation atmosphérique tropicale et la distribution géographique des nuages et dans la section 2.1.5, nous regarderons l’impact des nuages sur le bilan radiatif. 

 Formation des nuages 

 Nuages d’eau liquide Nucléation. Dans l’atmosphère, les molécules de vapeur d’eau peuvent se rassembler pour former une goutte d’eau liquide : il s’agit du phénomène de nucléation. On distingue 2 types de nucléation : nucléation homogène et nucléation hétérogène. Nucléation homogène. La nucléation homogène forme des gouttes d’eau « pure », directement à partir des molécules d’eau. La formation d’une goutte d’eau « pure » requiert des énergies très fortes, qui dépendent notamment de la saturation en vapeur d’eau. L’air doit être sursaturé de 300-400% (il doit y avoir 3 ou 4 fois plus d’humidité qu’à 100% d’humidité relative, Houze, 1993). L’humidité relative doit être supérieure à 400% pour que le taux de formation des gouttelettes soit significatif. Or, dans l’atmosphère, la sursaturation dépasse rarement 1% pour la formation de nuages liquides. La nucléation homogène ne joue donc qu’un rôle minoritaire pour la formation des nuages d’eau liquide. C’est la nucléation hétérogène qui entre principalement en jeu pendant la formation de nuages. Nucléation hétérogène. En nucléation hétérogène, les molécules de vapeur d’eau ne vont pas se collecter sur d’autres molécules de vapeur d’eau mais sur la surface de particules d’aérosols. Si la tension de surface entre l’eau et la surface de nucléation est suffisamment faible, le noyau est dit “mouillable” (wettable en anglais) et l’eau peut former une calotte sphérique sur la surface de la particule : on dit que la particule est un noyau de condensation (CCN: Cloud Condensation Nucleus en anglais, Petters and Kreidenweis, 2008). Condensation, évaporation, précipitations. Une fois formées, les gouttes d’eau en suspension peuvent rétrécir par évaporation, ou continuer à grossir par condensation et par coalescence. Plus une goutte d’eau grandit et plus elle est susceptible de tomber sous forme de précipitations. 

 Nuages d’eau solide 

Particules de glace. Lorsque la température est plus froide que ~-38°C, le nuage sera composé uniquement de particules de glace. Entre 0°C et ~-38°C, le nuage sera composé de particules de glace, de gouttelettes d’eau surfondue (eau qui demeure liquide à une température inférieure au point de fusion de la glace) et d’un mélange des deux (phase mixte) (Matus and L’ecuyer, 2017). La formation des particules de glace dans les nuages est un peu plus complexe. Nucléation homogène. La nucléation homogène de la glace à partir de la phase liquide est analogue à la nucléation des gouttes à partir de la phase vapeur (Pruppacher et Klett, 1997). Nucléation 9 hétérogène. Il n’y a pas encore de théorie permettant de prévoir de manière rigoureuse la formation des cristaux à partir des aérosols. Néanmoins, on connaît différents processus de nucléation des petits cristaux à partir des aérosols (figure 2.1) :  Nucléation par déposition : des embryons de cristaux se forment directement en phase glacée à la surface des aérosols.  Nucléation par immersion : un aérosol présent dans une gouttelette peut favoriser sa congélation à des températures plus chaudes que pour la congélation homogène des gouttelettes.  Nucléation par condensation : l’aérosol se recouvre d’une pellicule d’eau liquide (formation d’une gouttelette) et la congèle. (même processus que la nucléation par immersion, sauf que la gouttelette est formée directement à température négative)  Nucléation par contact : une gouttelette surfondue entre en contact avec un aérosol et congèle immédiatement. La principale difficulté pour la formation de cristaux de glaces repose sur le fait que les molécules solides sont disposées dans un réseau cristallin très ordonné. La particule d’aérosol doit présenter une configuration cristallographique similaire à celle de la glace (Figure 2.2) : la particule est appelée noyau de glaciation ou de déposition (ice nuclei en anglais). 10 Figure 2.2 : Exemple de particules typiques du nuage de glace. Adapté de Kuhn and Heymsfield, 2016. Croissance des particules de glace. Une fois formées, les particules de glace continuent à grossir par déposition (la vapeur d’eau se dépose directement sur le noyau de glaciation), ou peuvent rétrécir par sublimation (les particules de glaces vont s’évaporer au contact de l’air ambiant). Elles peuvent aussi grossir par agrégation, c.-à-d. que les particules de glace collectent d’autres particules de glace. Ce grossissement dépend de la température (les surfaces des cristaux de glace deviennent collantes lorsque la température est supérieure à -5°C) et du type de cristal (défini en fonction de sa forme, de la température et du taux d’humidité de l’air). Les particules de glace peuvent aussi grossir en contact avec des gouttes d’eau surfondues, qui vont geler en contact de celles-ci, par givrage (« riming »). Ce processus se produit dans les nuages en phase mixte où les particules de glace et les gouttelettes d’eau coexistent (Erfani and Mitchell, 2017). Fusion. Enfin, les particules de glace peuvent se changer en eau liquide au contact de l’air ou de l’eau au-dessus de 0°C: c’est la fusion (melting en anglais, Mason, 1955). 

Classification des nuages

 Différents types de nuages sont observés dans la troposphère. Ils sont classés en 10 grandes types de nuages (Figure 2.3). Chaque type de nuages est lui-même divisé en sous-types de nuages suivant leur taille, leur composition, etc. Chaque type de nuage va jouer un rôle plus ou moins important sur le climat et son évolution via sa capacité précipitante, son impact radiatif (section 2.2.5), ses rétroactions (section 2.3.5), sa généralité et sa distribution géographique. Nous allons étudier dans la section suivante sur les observations des nuages, nécessaires pour documenter toutes ces informations. 

 Observations globales des nuages

 L’observation spatiale des nuages à l’échelle globale commença à l’aide de capteurs passifs. Parmi les observations satellitaires ayant le plus contribué à la connaissance des nuages à l’échelle globale, on peut citer MODIS (Moderate-Resolution Imaging Spectroradiometer), un radiomètre spectral embarqué sur les satellites Terra et Aqua (Pagano et Durham, 1993). Les capteurs passifs permettent d’analyser la distribution mondiale des nuages, leurs propriétés et leurs variations interannuelles et saisonnières (Figure 2.4). On peut donc étudier le rôle des nuages dans le climat à partir des données récoltées. Il existe beaucoup de capteurs passifs, chacun avec ses forces et ses faiblesses. Réconcilier les propriétés nuageuses issues de leurs mesures est un travail difficile (Stubenrauch et al., 2013). 12 Figure 2.4 : Cartes globales de la fraction nuageuse diurne moyenne saisonnière dérivées des données MODIS, embarqué sur Terra (2000-2011) et sur Aqua (2002-2011) pour (1) décembre-février, (2) mars-mai, (3) juin-août et (4) septembrenovembre. Adaptées de King et al., 2013

 Nuages et dynamique atmosphérique dans les tropiques

 L’énergie solaire excédentaire reçue par la Terre (Section 2.1.5) est en partie redistribuée des tropiques vers les pôles grâce à la circulation atmosphérique tropicale, notamment grâce aux cellules de Hadley (Hadley, 1735). Ce sont des circulations atmosphériques composées d’un mouvement ascendant (zones de convection au niveau de l’équateur) et d’un mouvement descendant (zones de subsidence vers ±30° de latitude). Dans les branches ascendantes des cellules de Hadley, l’air se dilate et se refroidit, condensant de la vapeur d’eau, ce qui forme des nuages épais (par exemple de type cumulonimbus) provoquant des précipitations. Les précipitations s’organisent le long de l’équateur. Des zones sèches existent aussi dans la langue froide équatoriale (équivalent à la zone de subsidence du Pacifique Équatorial (PESZ), figure 2.5) ainsi que dans les régions subtropicales, à l’exception des fortes pluies durant les épisodes de mousson sur l’Asie du Sud et de l’Est pendant l’été. Nous verrons plus loin (section 2.2.3) que de nombreuses études montrent que des changements, d’ici la fin du 21e siècle, dans la circulation atmosphérique tropicale vont impacter le 13 climat mondial dans le futur (par exemple Vecchi et Soden, 2006). Les Tropiques sont le moteur de la circulation atmosphérique globale (Meehl et al., 1987) et il est essentiel de bien maîtriser l’évolution de leur équilibre radiatif et nuageux. La figure 2.5 représente la fraction nuageuse totale issue d’ISCCP (Bretherton et Hartmann, 2009), un projet international (International Satellite Cloud Climatology Project, Rossow et Schiffer, 1990) étudiant les propriétés des nuages à l’échelle globale et entre autres la façon dont les nuages modifient le bilan radiatif de la Terre (Schiffer et Rossow, 1983). Ce projet est issu du programme de recherche sur le climat mondial (the World Climate Research Program, WCRP en anglais). Figure 2.5 : Carte de la fraction nuageuse totale (%) globale issue d’ISCCP. Adapté de Bretherton et Hartmann, 2009. On y reconnait des régions où les nuages jouent un rôle clé par leur influence sur le climat dans les Tropiques : ● l’ITCZ (InterTropical Convergence Zone) : située vers 5°N en moyenne sur une année, cette région correspond à la branche ascendante de la cellule de Hadley. C’est une zone de convergence tropicale où la couverture des nuages est élevée notamment pour la formation de cumulonimbus et de précipitations. ● la Warm pool : située entre l’Océan Indien Est et l’Océan Pacifique Ouest, c’est la région où la température de surface de l’océan est la plus élevée (>28°C). La convection y est particulièrement importante (e.g. Raymond, 1995; Houze et al., 2000) et on y trouve une forte couverture nuageuse (>70%, figure 2.5). Cette région joue un rôle clé dans la dynamique de l’ENSO (El Nino-Southern Oscillation, e.g. Picaut et al., 1997) qui sera discutée au Chapitre 6. ● la SPCZ (South Pacific Convergence Zone) : démarrant à l’ouest de l’océan Pacifique équatorial, proche de la warm pool, et orientée diagonalement vers le sud-est en direction 14 de la Polynésie française (e.g. Widlansky et al., 2012), il s’agit de la bande de pluie la plus grande et la plus persistante de l’hémisphère sud. ● la PESZ (Pacific Equatorial Subsidence Zone) : située entre l’ITCZ et la SCPZ, cette région correspond à la branche descendante de la cellule de Hadley. On y trouve de nombreux stratocumulus maritimes à l’ouest de l’Amérique du Sud car la température de l’océan y est relativement plus froide en raison de remontées d’eaux dans ces zones, ce qui favorise une forte stabilité dans la basse troposphère et l’apparition de nuages au sommet de la couche limite (e.g. Klein and Hartmann, 1993 ; Bretherton et al., 2004; Wood, 2012). On y trouve aussi des cumulus peu profonds au-dessus des eaux plus chaudes à mesure que l’on s’éloigne des côtes le long des alizés (Siebesma, 1998; Vial et al., 2017). ● l’Océan Austral (Southern Ocean) : situé entre 60°S et l’Antarctique, les vents d’ouest les plus forts de la Terre soufflent sur l’Océan Austral avec des systèmes dépressionnaires se propageant d’ouest en est autour de l’Antarctique (Young et al., 2020). La couverture nuageuse y est très importante et permanente. Les nuages dans l’Océan Austral sont importants pour le climat, régulant à la fois l’apport énergétique local et interagissant avec la circulation océanique profonde (Trenberth et Fasullo, 2010; Gettelman et al., 2020). Dans les Tropiques, trois de ces régions sont dominées par la convection (ITCZ, warm pool, SPCZ), et une par la subsidence (PESZ). 

Impact des nuages sur le bilan radiatif

 Pour que la température de notre planète reste stable, la Terre doit absorber autant d’énergie qu’elle n’en émet vers l’espace. La Terre absorbe de l’énergie sous forme de rayonnement solaire, pour la plupart dans les courtes longueurs d’onde (λ) visibles (SW: Short Wave en anglais, λ<4μm, en jaune dans la figure 2.6). Elle réémet l’énergie vers l’espace sous forme de rayonnement tellurique de plus grandes longueurs d’onde (LW: Long Wave en anglais, λ>4μm, en rouge dans la figure 2.6). Le bilan radiatif de notre planète est égal à la différence entre le rayonnement solaire absorbé et le rayonnement infrarouge thermique émis vers l’espace. Il est essentiel de quantifier correctement le bilan radiatif de la Terre et notamment d’étudier son comportement dans le futur dans le contexte d’un climat réchauffant (Ramanathan, 1987).