Dossier : Climat   
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Aérosols et climat
Extrait de la Lettre n°14 Programme International Géosphère Biosphère-Programme Mondial de Recherches sur le Climat (PIGB-PMRC)


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Le Climat et l’énergie solaire

Le climat est l’état moyen des paramètres météorologiques dans une région donnée. Il résulte avant tout de la répartition et de la transformation de l’énergie reçue du soleil (342 W m-2 en moyenne globale annuelle au sommet de l’atmosphère). L’équilibre énergétique qui s’établit (voir encart ci-dessous) conduit à une température moyenne actuelle de la surface terrestre de 15°C en moyenne sur la planète. Tout facteur affectant cet équilibre énergétique est donc susceptible d’entraîner un changement climatique. Or de petites variations de température s’accompagnent de variations considérables du climat, et par suite des conditions de vie : par exemple la température moyenne à la surface de la Terre a varié de moins de cinq degrés entre le dernier maximum glaciaire et le présent; plus près de nous, entre le milieu du XVIIe siècle (petit âge glaciaire) et le milieu du XIXe, la différence de température moyenne de l’hémisphère nord est estimée à environ 0,5°C, en phase avec une variation de l’ordre du W m-2 (soit 0,3%) de l’énergie solaire moyenne incidente.





Bilan d’énergie à la surface de la Terre

 
 

La composition de l’atmosphère

Elle joue un rôle critique dans la machine climatique puisque la vapeur d’eau et certains gaz en traces (CO2, CH4, etc) jouent un rôle important en laissant passer le rayonnement solaire et en absorbant (terme H) une partie du rayonnement infrarouge tellurique (terme K). Cet effet de serre contribue à un réchauffement moyen de 33°C et maintient la température moyenne de la Terre à 15°C, la rendant ainsi propice à la vie telle que nous la connaissons.

L’accroissement de la population humaine et l’industrialisation provoquent une perturbation considérable des teneurs en composés minoritaires de l’atmosphère, en particulier en gaz à effet de serre. Les durées de vie de ces gaz dans l’atmosphère sont suffisantes pour homogénéiser leurs concentrations. Les modèles climatiques s’accordent sur un sur un accroissement de l’effet de serre d’environ 2,5 W m-2 depuis le milieu du XVIIIe siècle (principalement pendant les dernières décennies), relativement peu variable géographiquement.


1 : Distribution globale moyenne des aérosols en mars 1997

 




Les aérosols

Constitués de particules très fines en suspension dans l’atmosphère, les aérosols font partie des acteurs du bilan radiatif terrestre.

Les aérosols dits primaires sont émis directement sous forme de particules. Leur taille est généralement supérieure au micron lorsqu’ils sont produits mécaniquement et inférieure au micron lorsqu’ils sont issus de processus de combustion. Les aérosols secondaires, de taille généralement sub-micronique, sont issus de la transformation en particules de substances émises dans l’atmosphère sous forme gazeuse, soit par transformation directe gaz-solide, soit par l’intermédiaire des gouttes d’eau nuageuses. En moyenne globale, plusieurs millions de tonnes d’aérosols sont émis chaque jour par une multiplicité de sources, à la fois naturelles (volcaniques, biologiques, désertiques, embruns marins) et humaines (combustions, poussières industrielles, émissions agricoles), ce qui induit une très grande diversité de leurs propriétés. Les simulations tridimensionnelles du transport des aérosols à grande échelle souffrent d'une quantification et d'une cartographie insuffisantes de ces émissions.

Dans la basse troposphère où ils sont en général beaucoup plus abondants, les aérosols ont un temps de séjour de quelques jours, essentiellement contrôlé par les précipitations. Il en résulte que, au contraire des gaz à effet de serre, leur concentration peut varier de plus d’un ordre de grandeur à des échelles régionales (figure 1) ou journalières.

   




Les interactions aérosols-nuages-rayonnement : effet parasol

Les interactions aérosols-rayonnement sont multiples et de nombreux couplages existent entre les aérosols et le cycle de l'eau. En moyenne, les aérosols ont en un effet parasol s’opposant à l’effet de serre. Un conflit nucléaire étendu pourrait envoyer dans la stratosphère des quantités d’aérosols considérables masquant le rayonnement solaire, et provoquant ainsi un hiver persistant, dit hiver nucléaire. Les panaches d’aérosols injectés dans la stratosphère par les grandes explosions volcaniques provoquent effectivement des petites diminutions de température au sol (typiquement demi-degré), mesurables sur une durée de l’ordre de l’année, temps de séjour des aérosols dans la stratosphère. Mais ils provoquent en même temps un réchauffement de plusieurs degrés de la stratosphère par absorption du rayonnement.


Effets radiatifs directs et semi-direct
Les aérosols ont un effet radiatif direct parce qu’ils rediffusent dans toutes les directions, et éventuellement absorbent, le rayonnement qu’ils interceptent. La diffusion est l’effet majeur aux longueurs d’onde solaires, en particulier dans le cas aérosols de pollution car leur taille est petite devant celles-ci; elle est généralement négligeable dans l’infrarouge tellurique. L’effet lié à la diffusion du rayonnement solaire se traduit dans le visible par un effet de brume sèche et une diminution de la visibilité. La rétrodiffusion du rayonnement solaire vers l’espace par les aérosols induit en moyenne globale une diminution nette de l’énergie incidente au sommet de l’atmosphère (augmentation du terme B), et donc en général un forçage radiatif négatif. Elle est aisément observable avec les satellites imageurs dans le spectre solaire au-dessus des surfaces sombres telles que les océans. Mais, pour une même quantité d’aérosols, ce forçage est variable et peut même changer de signe en fonction de l’albédo de la surface et des capacités d’absorption de l’aérosol.

La présence au-dessus de l'océan d’un aérosol absorbant le rayonnement solaire (suie ou poussières désertiques), renforce le forçage direct négatif à la surface et la diminution de l’évaporation (diminution des termes H et E). Mais l'absorption par l’aérosol provoque aussi un réchauffement des couches atmosphériques qui le transportent (augmentation du terme G). Celui-ci peut être suffisamment important (> 1 K j-1) pour provoquer l’évaporation des nuages éventuellement présents : cet effet semi-direct exerce donc un forçage positif par diminution de l’albédo planétaire. De plus, les gradients thermiques associés à la distribution verticale des aérosols absorbants sont susceptibles de modifier la stabilité verticale de l’atmosphère.


L’effet radiatif indirect via les nuages
Les aérosols ont également des effets radiatifs indirects du fait de leur rôle de noyau de condensation.

  • Davantage de gouttelettes, plus petites
    Pour un contenu en eau liquide donné, l’augmentation du nombre de noyaux de condensation provoque une augmentation du nombre de gouttes et une diminution de leur taille moyenne. Le premier effet indirect qui en résulte est une augmentation de la couverture nuageuse et donc de l’albédo lié aux nuages.

  • Plus longue durée de vie du nuage
    Le deuxième effet indirect est dû au fait que cette diminution de taille des gouttes d’eau retarde leur précipitation et augmente la durée de vie des nuages.

Ces deux effets indirects augmentent la réflexion vers l’espace du rayonnement solaire (augmentation du terme b) et ont un impact radiatif négatif.

   




Les valeurs du forçage radiatif des aérosols

Le forçage radiatif des aérosols est défini comme la modification du bilan radiatif terrestre qui résulte de la présence d’aérosols introduits par les activités humaines actuelles, comparé à la situation qui existait en 1750. Il est estimé entre 0 et -1,5 W m-2 pour la composante directe et entre 0 et -2 W m-2 pour la composante faisant intervenir les nuages (moyenne globale annuelle).

Le forçage radiatif des gaz à effet de serre, de signe opposé, est estimé à 2,4±0,2 W m-2. L’intensité du forçage radiatif des aérosols peut donc être considérée comparable, mais les incertitudes liées aux aérosols sont beaucoup plus importantes. Les effets indirects ou semi-directs via les nuages sont encore mal estimés, et en matière de forçage radiatif direct, la contribution des poussières désertiques dont les sources ont pu augmenter du fait de l’homme est difficile à quantifier. De plus, tant à l’échelle régionale qu’à l’échelle saisonnière, des impacts radiatifs dus aux aérosols de plusieurs dizaines de W m-2 sont fréquemment rencontrés, dont les impacts sur la dynamique atmosphérique restent à être décrits et modélisés.

   




La nécessité de grandes campagnes de terrain

Les observations globales et de grandes campagnes de terrain ont mobilisé la communauté scientifique depuis une douzaine d’années (voir figure 1). Les satellites donnent accès à un suivi global du contenu en aérosols dans les zones non nuageuses, mais l’information est beaucoup plus précise au-dessus des océans. Ils ne donnent de toute façon pas accès à toutes les propriétés nécessaires au calcul des effets radiatifs et les observations spatiales d’aérosols doivent être qualifiées et complétées par des réseaux de télédétection depuis le sol. Enfin, ils ne permettent pas de distinguer les aérosols de pollution des aérosols naturels lorsque ceux-ci sont présents simultanément, ce qui est nécessaire pour calculer le forçage dû aux activités humaines.

Les grandes campagnes de terrain sont l’occasion de nombreuses mesures in situ, et tout particulièrement aéroportées. La synergie entre les mesures physico-chimiques, radiatives et dynamiques, les satellites et les modèles numériques fournit des informations essentielles sur les aérosols et leurs interactions avec les nuages et le rayonnement. Cette stratégie est nécessaire pour quantifier les effets radiatifs des aérosols et leurs impacts, et chacune de ces campagnes a apporté des informations originales.

La campagne intensive INDOEX (Indian Ocean Experiment; voir article de P. Chazette dans ce numéro) a révélé un forçage radiatif total à la surface de l’océan d’au moins -10 W m-2 en moyenne lors du premier trimestre 1999 dans tout l’Océan Indien Nord, la Mer d’Arabie et le Golfe du Bengale, dû à un aérosol de pollution absorbant et peu sensible à l’humidité. Ceci implique une diminution saisonnière moyenne de 15% de l’évaporation océanique. L'évaporation des cumulus dans la couche polluée s'est aussi révélée importante dans le bilan radiatif, compensant une grande partie des effets indirects.



Perspectives : besoin de données

La quantification du forçage radiatif direct des aérosols a beaucoup progressé grâce à ces campagnes et aux travaux de télédétection et de modélisation, mais elle reste incertaine. La quantification des forçages indirects l’est encore davantage.

Dans son dernier rapport, le GIEC (ou IPCC, Intergovernmental Panel for Climate Change) souligne le besoin de données sur la répartition verticale des aérosols et de nouvelles campagnes dans les régions industrielles continentales, la haute troposphère, l’Arctique, le plein océan et les régions sous influence des poussières désertiques. L’étude des interactions aérosols-nuages et la représentation des processus dans les modèles de climat est probablement le challenge majeur à moyen terme.

Vu l’état actuel des connaissances, nous sommes encore loin de diagnostiquer avec confiance les impacts des forçages radiatifs substantiels par les aérosols, et en particulier les perturbations importantes à l'échelle régionale, de la dynamique atmosphérique et du cycle de l’eau.


Contact : François Dulac
LSCE – UMR (CEA-CNRS)
Bât 709, CE l’Orme des Merisiers
91191 Gif sur Yverte






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