Le climat de la Terre et les flux radiatifs à grande longueur d’onde

Le climat de la Terre et son bilan énergétique

Le système climatique de la Terre résulte des interactions complexes de cinq grands ensembles : l’atmosphère, qui est la pellicule de gaz séparant la surface de la Terre de l’espace, l’hydrosphère, qui comprend l’ensemble de l’eau présente à l’état liquide (océans, mers et cours d’eau), la cryosphère, qui réunit les masses d’eau à l’état solide (glaciers, neige, banquise, pergélisol), la lithosphère, qui est l’enveloppe rigide de la surface de la Terre (croute terrestre, manteau supérieur) et la biosphère, comprenant l’ensemble des organismes vivants. Figure 1.1 – Représentation schématique de l’équilibre radiatif du système Terre au sommet de l’atmosphère. Le rayonnement solaire incident et le rayonnement solaire réfléchi définissent le domaine spectral à courte longueur d’onde. Le rayonnement réémis après absorption définit le domaine à grande longueur d’onde. L’équilibre radiatif du système Terre au sommet de l’atmosphère est représenté schématiquement en figure 1.1. La source d’énergie principale du système climatique est le rayonnement solaire incident (Incoming Solar Radiation ou ISR). Il s’agit de la fraction du rayonnement électromagnétique émis par le Soleil qui est interceptée par la Terre. La température de la surface du Soleil, de l’ordre de 5700 K, et la loi de Planck impliquent que le rayonnement solaire est centré sur le domaine visible du spectre électromagnétique et s’étend de l’ultraviolet à l’infrarouge moyen : on parle de rayonnement à courte longueur d’onde (Shortwave : SW ; longueurs d’ondes inférieures à 4 µm ou nombres d’ondes supérieurs à 2500 cm−1 ). La figure 1.2 représente en violet la fonction de Planck normalisée correspondant au rayonnement solaire incident. D’après Wild et al. 2015, environ 30 % de ce rayonnement solaire incident est réfléchi vers l’espace par l’atmosphère et la surface, on parle alors de rayonnement solaire réfléchi à courte longueur d’onde (Reflected Shortwave Radiation ou RSW). Le reste, soit environ 70 %, est absorbé par la surface (environ 45 %) et par l’atmosphère (environ 25 %), on parle ici de rayonnement solaire absorbé (Absorbed Solar Radiation ou ASR). L’énergie absorbée est ensuite redistribuée dans le système climatique par un ensemble de processus de nature variée parmi lesquels se trouvent des processus radiatifs tels que l’absorption, l’émission ou la diffusion, des processus dynamiques comme la circulation océanique et atmosphérique, mais également des processus biologiques tels que la photosynthèse.  Figure 1.2 – Luminance de Planck normalisée pour un corps à la température du Soleil (violet), et à la température de la Terre (rouge). Le spectre de Planck à la température du Soleil couvre une partie du domaine ultraviolet (UV) et les domaines du visible, du proche infrarouge (Near Infrared : NIR) et de l’infrarouge moyen (Shortwave Infrared : SWIR). Le spectre de Planck à la température de la Terre couvre l’infrarouge thermique (Thermal Infrared : TIR) et l’infrarouge lointain (Far Infrared : FIR). Afin de maintenir équilibré le bilan énergétique global de la Terre, la température de la surface et celle de l’atmosphère s’ajustent et l’énergie traversant le système climatique se retrouve finalement rayonnée vers l’espace. La Terre et son atmosphère présentent une température de l’ordre de 300 K, bien plus faible que celle du Soleil. Son rayonnement n’est donc pas émis dans le domaine des courtes longueurs d’ondes, mais dans les domaines spectraux de l’infrarouge thermique (Thermal Infrared ou TIR) et de l’infrarouge lointain (Far Infrared ou FIR) : il s’agit là du rayonnement à grande longueur d’onde (Longwave : 2 ; longueurs d’ondes supérieures à 4 µm ou nombres d’ondes inférieurs à 2500 cm−1 ). La fonction de Planck normalisée à la température de la Terre est représentée en rouge sur la figure 1.2. La partie de ce rayonnement qui est émise vers l’espace est une grandeur centrale pour cette thèse et s’appelle le rayonnement sortant à grande longueur d’onde (Outgoing Longwave Radiation ou OLR). C’est dans ce domaine spectral que les mécanismes du réchauffement climatique trouvent leur origine via les phénomènes d’absorption et d’émission de rayonnement par les gaz à effet de serre. Pour un climat de la Terre en état stationnaire, les flux radiatifs nets à courte longueur d’onde et à grande longueur d’onde s’équilibrent en moyenne globale à long terme (Forster et al. 2021, section 7.2) bien que des fluctuations autour de l’équilibre, causées par la variabilité interne du climat existent (Brown et al. 2014 ; Palmer et McNeall 2014). Dans un tel état stationnaire et en moyenne globale à long terme, le flux d’énergie net au sommet de l’atmosphère doit être nul et le flux solaire incident est alors égal à la somme du flux solaire réfléchi et du flux émis par la Terre : ISR = RSW + OLR. Cependant, Le bilan énergétique global de la Terre n’est pas strictement à l’équilibre. Les variations de la composition de l’atmosphère entrainent une modification du bilan radiatif de la Terre nommé forçage radiatif. Ce forçage radiatif entraine un déséquilibre persistant du bilan énergétique terrestre au sommet de l’atmosphère (Earth Energy Imbalance ou EEI) correspondant à l’apport énergétique net au système Terre et vérifiant : EEI = ISR − RSW − OLR (Trenberth, Fasullo et Balmaseda 2014 ; von Schuckmann et al. 2016). Cette valeur est donc centrale pour le suivi de l’évolution du climat à l’échelle globale.

Les flux radiatifs et le taux de chauffage vertical à grande longueur d’onde

Essentielle au suivi de l’évolution du climat global, l’étude du bilan radiatif au sommet de l’atmosphère impose une condition aux limites de l’atmosphère. Cependant, elle ne décrit pas les échanges radiatifs internes à l’atmosphère, et ne permet pas de déterminer les implications précises du forçage radiatif des gaz à effet de serre sur la propagation du rayonnement atmosphérique ni sur la répartition verticale des sources et des puits  d’énergie radiative. Le transfert radiatif atmosphérique est la discipline qui étudie l’ensemble des processus de propagation du rayonnement dans l’atmosphère en décrivant les interactions entre le rayonnement électromagnétique et les constituants de l’atmosphère. Pour les grandes longueurs d’ondes, ces interactions sont l’absorption, l’émission et la diffusion. Basée sur des principes physiques, l’équation du transfert radiatif permet de calculer les grandeurs radiatives énergétiques. Figure 1.4 – Profils de flux radiatifs hémisphériques (gauche), de flux net (centre) et de taux de chauffage (droite) à grande longueur d’onde et en ciel-clair, simulés avec 4A-Flux pour l’atmosphère moyenne tropicale de TIGR 2000. L’une des grandeurs centrales pour cette thèse est le flux radiatif à grande longueur d’onde qui décrit le flux d’énergie transporté par le rayonnement électromagnétique 2 . Ce dernier s’intensifie ou s’atténue le long de la colonne atmosphérique en conséquence des différentes interactions avec les constituants de l’atmosphère. Il faut distinguer les flux radiatifs hémisphériques (cf. figure 1.4 à gauche) qui correspondent à l’intégration du rayonnement soit dans la direction montante soit dans la direction descendante et le flux radiatif net (cf. figure 1.4 au centre) qui est défini comme la différence des flux hémisphériques (flux montant moins flux descendant). La valeur du flux net au sommet de l’atmosphère n’est rien d’autre que l’OLR dont il a été question dans la section précédente. À partir des flux radiatifs, il est possible de calculer une autre grandeur centrale pour cette thèse : le taux de chauffage vertical à grande longueur d’onde (cf. figure 1.4 à droite). Essentiellement négatif dans cette partie du spectre, l’opposée de cette grandeur, nommée taux de refroidissement vertical, lui est souvent préféré. Le taux de chauffage vertical est défini comme la divergence du flux net à chaque niveau de l’atmosphère. Il s’agit donc de 2. Dans ce chapitre introductif, la formulation mathématique des grandeurs physiques est réduite autant que possible pour faciliter leur compréhension conceptuelle. Le chapitre théorique suivant posera explicitement toutes les équations des grandeurs essentielles à la thèse. 5 CHAPITRE 1. INTRODUCTION la description verticale des sources et puits de flux radiatifs qui sont directement liés au taux de variation de la température de l’atmosphère lorsque l’on néglige tous les processus de transfert énergétiques non radiatifs (conduction, convection, chaleur latente liée aux changements d’état de l’eau, …). Les processus radiatifs influencent directement les processus atmosphériques. En particulier, le chauffage/refroidissement radiatif vertical qui représente un aspect fondamental de l’effet de serre, est intrinsèquement lié à la dynamique atmosphérique. Le chauffage radiatif caractérise la circulation à grande échelle en contrôlant la vitesse de subsidence en ciel-clair (Jeevanjee et Fueglistaler 2020 ; Mapes 2001 ; Saint-Lu, Bony et Dufresne 2020). Le gradient de température existant entre l’équateur et les pôles et causé par l’excès de flux radiatif net à l’équateur et son déficit net aux pôles est, par exemple, à l’origine de la formation des cellules de Hadley et des cellules polaires (Liou 2002, section 8.6, p. 499). De plus, la moyenne globale des précipitations est en grande partie contrainte par le taux de chauffage vertical comme l’explique Liu et al. 2017 3 . Du fait de son rôle fondamental comme moteur de la dynamique atmosphérique, la connaissance du taux de chauffage vertical est également importante pour la modélisation du climat par les Modèles de Circulation Générale ou GCM pour General Circulation Models en anglais (Stamnes, Thomas et Stamnes 2017, section 8.2.6, p. 290). La modélisation des flux radiatifs et du taux de chauffage, notamment au sein de ces GCM, est réalisée par des modèles de transfert radiatif. Le premier type de modèles regroupe les modèles dits raie-par-raie et couche-par-couche tels que STRANSAC (Scott 1974 ; Tournier, Armante et Scott 1995) ou LBLRTM (Clough et al. 2005). Ces modèles offrent une précision qui n’est limitée que par la connaissance de la spectroscopie des gaz à effet de serre et par la description verticale de l’atmosphère. La résolution spectrale de ces modèles est potentiellement très importante puisque leurs calculs doivent être réalisés à l’échelle de la raie d’absorption des gaz. En revanche, le temps de calcul important de ces modèles précis ne permet pas leur application dans les GCM (Stamnes, Thomas et Stamnes 2017, p. 136). Ces derniers utilisent des modèles de transfert radiatif paramétrisés employant diverses approximations, mais permettant un calcul bien plus rapide et compatible avec la modélisation du climat global nécessitant un très grand nombre de simulations des grandeurs radiatives. Les approximations effectuées par ces modèles paramétrisés, portant notamment sur l’absorption par les gaz ou par les aérosols, ont un impact important sur les sorties des GCM (Oinas et al. 2001 ; Fels et al. 1991 ; Pincus, Forster et Stevens 2016). Les flux radiatifs et taux de chauffage verticaux calculés par les modèles raie-par-raie plus précis peuvent et sont utilisés comme des références pour l’évaluation des modèles paramétrisés (Clough, Iacono et Moncet 1992 ; Pincus, Forster et Stevens 2016 ; Pincus et al. 2020). De plus, des efforts de modélisation et d’optimisation algorithmique ont été mis en œuvre dans le développement de modèles raie-par-raie rapides tels que le modèle 4A/OP (Cheruy et al. 1995 ; Scott et Chedin 1981) développé et maintenu au LMD.