Effets

Changements climatiques

I L’effet de serre additionnel

I.1 Les principaux gaz à effet de serre et leurs caractéristiques

L’effet de serre naturel peut être renforcé par une augmentation des concentrations de gaz à effet de serre dans l’atmosphère. Il s’agit d’abord du CO2 injecté dans l’atmosphère par suite du déstockage de carbone de la lithosphère (combustibles fossiles) et de la biosphère (déforestation) par les activités humaines. La vapeur d’eau, qui est le principal gaz à effet de serre,    n’intervient    pas,    du    moins directement, dans l’effet de serre additionnel car les activités humaines ne sont pas susceptibles de modifier sensiblement sa concentration.
L’effet    de    serre    additionnel    n’est cependant pas limité à l’augmentation du CO2 ; d’autres gaz tels que le méthane (CH4), le protoxyde d’azote (N2O), les chlorofluorocarbures (CFC), l’ozone (O3) troposphérique    ont    ensemble    une contribution au forçage radiatif additionnel équivalente à celle du CO2. Leurs concentrations, qui étaient globalement restées stables sur les dix mille dernières années, depuis la fin de la dernière grande glaciation, augmentent dans l’atmosphère depuis plus d’un siècle La figure 1 représente les variations des concentrations du gaz carbonique du méthane et du protoxyde d’azote sur les dix derniers milliers d'années (et sur les 200 dernières années en zoom).

Les autres gaz à effet de serre, bien qu’à des concentrations plus faibles que le CO2, ont une capacité d’absorption dans l’infrarouge plus importante et sont donc significatifs dans le bilan (voir tableau 1). Le forçage radiatif d’un gaz (en watt/m2) est lié à sa capacité d’absorption dans l’infrarouge qui dépend entre autres de la longueur d’onde moyenne et de la largeur des raies d’absorption. Ce forçage se calcule sur une période de temps déterminée pendant laquelle la concentration augmente de C0 à C. Ainsi le forçage radiatif est proportionnel au logarithme du rapport des concentrations pour le CO2, à la différence des racines carrées des concentrations pour CH4 et N2O, et à la différence des concentrations pour O3 et CFC. Dans ces conditions, le forçage radiatif par mole, relatif au CO2, des différents gaz varie de 21 pour le méthane à plus de 15 000 pour les CFC. Ceci explique qu’en dépit de concentrations plus faibles de plusieurs ordres de grandeur que le CO2, les autres gaz contribuent de façon significative à l’effet de serre additionnel. L’augmentation de tous ces gaz dans l’atmosphère est un phénomène observé et indéniable. Depuis le début de l’ère industrielle, la concentration de CO2 a augmenté de plus de 25 %, celle de N2O de 10 %, celle du CH4 a plus que doublé ; l’ozone troposphérique a été multiplié par 5, et les CFC, qui sont des molécules de synthèse, étaient absents de l’atmosphère pré-industrielle.

GES	CO2	CH4	N2O	O3 trop.	CFC	HFC
Concentration préindustrielle	280 ppmv	0,8 ppmv	288 ppbv	10 ppbv	0	0
Concentration actuelle (2005)	379 ppmv	1,774 ppmv	319 ppbv	20-60 ppbv	1 ppbv
Taux actuel d'augmentation	1,9 ppmv (0,35 %)	0-10 ppbv (0- 0,2 %)	0,8 ppbv (0,25 %)	0,5 ppbv (1 %)	-
Durée de vie atmosphérique	15 ans	10 ans	150 ans	1 mois	# 100 ans
Efficacité relative (référence CO2)	1	25	296	2000	15000
Principales sources	-Combustibles fossiles (80%) -Combustion de la biomasse (20%)	-Ruminants et insectes (30%) -Rizières (25%), Zones inondées naturelles, 25% -Combustions, gaz naturel ...	-Sols (forêts tropicales) -Océan -Combustions -Emploi d'engrais azotés	-Photochimie troposphérique (80%) -Stratosphère (20%)	-Aérosols -Solvants -Climatisation -Réfrigération -Mousses isolantes...
Principaux puits	-Cycle global du carbone (océan, biosphère)	-Réaction avec OH (80%) -Sols: bactéries méthanotrophes	-Photolyse dans la stratosphère	-Réactions chimiques -Sols -végétation	-Photolyse dans la stratosphère
Contribution à l'effet de serre additionnel	50 %	19 %	4 %	15 %	4%

Tableau 1. Principales caractéristiques des gaz à effet de serre, intervenant dans l’effet de serre additionnel (valeurs actualisée d’après le rapport GIEC 2007). On remarquera que la vapeur d’eau, qui est le principal gaz à effet de serre, est absente de ce tableau. En effet, les activités humaines ne sont pas susceptibles de modifier de façon significative le stock de vapeur d’eau dans l’atmosphère. En revanche ce stock est susceptible de s’accroître suite au réchauffement climatique pour de simples raisons d’équilibre thermodynamique. Il s’agit donc d’un effet de rétroaction qui est toutefois complexe car l’accroissement de la vapeur d’eau est susceptible de modifier la couverture nuageuse.
Une difficulté importante, pour bien quantifier le rôle des différents gaz en terme de forçage radiatif sur une période de temps donnée, est liée au fait que les différents gaz à effet de serre ont des temps de résidence dans l’atmosphère très variables, qui peuvent aller de deux mois pour l’ozone, à 150 ans pour le protoxyde d’azote ou certains CFC. L’influence d’une molécule de gaz absorbant dans le bilan radiatif est liée d’une part à sa capacité d’absorption du rayonnement infrarouge et d’autre part à sa persistance dans l’atmosphère. Pour prendre en compte simultanément ces deux effets, les climatologues ont défini un indice caractéristique des différents gaz à effet de serre : le potentiel de réchauffement global ou PRG. Ce facteur permet de calculer la contribution des différent gaz à effet de serre au forçage radiatif additionnel sur une période de temps donnée en équivalent CO2, et donc d’estimer la contribution potentielle de différentes sources. Ces notions sont utilisées pour réaliser le bilan des émissions de gaz à effet de serre par pays prévu par le protocole de Kyoto dans le cadre du Mécanisme de Développement Propre (MDP).

GES	Formule	PRG sur 20 ans	PRG sur 100 ans	PRG sur 500 ans
dioxyde de carbone	CO2	1	1	1
méthane	CH4	62	23	7
oxyde nitreux	N2O	275	296	156
Chlorofluorocarbures (CFC)
CFC-11	CCl3F	6 300	4 600	1 600
CFC-12	CCl2F2	10 200	10 600	5 200
CFC-13	CClF3	10 000	14 000	16 300
CFC-113	CCl2FCClF2	6 100	6 000	2 700
CFC-114	CClF2CClF2	7 500	9 800	8 700
CFC-115	CF3CClF2	4 900	7 200	9 900
Hydrochlorofluorocarbures (HCFC)
HCFC-21	CHCl2F	700	210	65
HCFC-22	CHClF2	4 800	1 700	540
HCFC-123	CF3CHCl2	390	120	36
HCFC-124	CF3CHClF	2 000	620	190
HCFC-141b	CH3CCl2F	2 100	700	220
HCFC-142b	CH3CClF2	5 200	2 400	740
HCFC-225ca	CF3CF2CHCl2	590	180	55
HCFC-225cb	CClF2CF2CHClF	2 000	620	190
Hydrofluorocarbures (HFC)
HFC-23	CHF3	9 400	12 000	10 000
HFC-32	CH2F2	1 800	550	170
HFC-41	CH3F	330	97	30
HFC-125	CHF2CF3	5 900	3 400	1 100
HFC-134	CHF2CHF2	3 200	1 100	330

Tableau 2 : Potentiels de réchauffement global de quelques gaz (d’après le GIEC, données 2001)

I.2 Forçage radiatif

Intensifier l’effet de serre revient à introduire une perturbation dans le bilan d’énergie qui peut conduire à terme à une augmentation de la température de surface. Cette perturbation est calculée en sommant les forçages radiatifs additionnels dus aux augmentations des différents gaz à effet de serre en prenant en compte leur potentiel de réchauffement global respectif. Ceci est relativement facile à faire pour les gaz à effet de serre, et l’incertitude sur ces calculs est faible. Les choses se compliquent pour les autres paramètres intervenant dans l’effet de serre. Les aérosols, notamment, ont des distributions sur la Terre très inhomogènes et peuvent avoir un effet de refroidissement pour les aérosols qui réfléchissent ou diffusent le rayonnement solaire, ou de réchauffement pour ceux qui l’absorbent. Ces aérosols ont par ailleurs un effet indirect dû à leur rôle en tant que noyau de condensation nuageuse et donc à l’impact qu’ils ont sur la couche de nuages. De nombreux effets directs ou indirects sur le bilan radiatif sont encore mal estimés.

Un problème délicat est de déterminer la sensibilité du système climatique vis à vis d’une perturbation de quelques W/m2. En effet, si l’augmentation des gaz à effet de serre due aux différentes sources additionnelles associées aux diverses activités humaines est d’une part incontestable, d’autre part quantifiable avec une certaine précision, il n’en est pas de même de l’effet de ces augmentations en terme de modification du bilan radiatif terrestre. On a une idée de la complexité du problème en examinant la réponse du système climatique global à un forçage naturel représenté par la variation annuelle du flux solaire incident lié à l’excentricité de l’orbite terrestre. Si le système répondait rapidement tout en maintenant son équilibre, le bilan radiatif resterait nul. L’examen de la variation annuelle de l’albédo planétaire montre qu’il existe une variation annuelle significative de la valeur moyenne du bilan radiatif de ± 10 W/m2. En fait, l’émission globale de la planète vers l’espace est maximale pendant l’été de l’hémisphère Nord, bien que le flux solaire incident au sommet de l’atmosphère soit proche de sa valeur minimale. Il en est de même de la température moyenne à la surface du globe. Ce déphasage entre forçage et réponse du système climatique révèle le rôle essentiel des océans de l’hémisphère austral. Ces derniers stockent une partie du rayonnement solaire absorbé pendant l’été et le réémettent pendant l’hiver austral, alors que les continents principalement concentrés dans l’hémisphère Nord, se réchauffent rapidement et rayonnent aussitôt. Le système climatique est un système couplé très complexe. Le chemin scientifique est encore long pour comprendre en détail tous les processus (et leurs nombreuses interactions) qui sont susceptibles d’affecter le bilan radiatif, et pour prévoir leur évolution et leurs conséquences, jusqu’à l’échelle régionale.

II    Les changements climatiques et leurs conséquences

L’augmentation de température observée (et qui est répartie de façon très inégale sur la surface du globe) apparaît bien aujourd’hui comme le résultat des activités humaines induisant une augmentation de l’effet de serre. Globalement la température a augmenté d’environ 1°C depuis 1880. Le réchauffement de 0,1°C par décennie de 1880 à 1940, et le refroidissement de 0,1°C par décennie de 1940 à 1960 ont été interprétés de différentes façons. La variation du rapport ombre-pénombre des taches solaires pendant cette période indiquerait un changement de la constante solaire de 0,38% qui pourrait être compatible avec les variations observées. En revanche l’augmentation de 0,5 °C depuis le milieu des années 1970 est attribuée à l’effet des activités humaines. Le réchauffement n’est cependant pas uniforme, même à une échelle réduite comme l’échelle de la France. La variation de température va de 0,7 °C en un siècle dans le Nord Est du pays à plus de 1°C dans le Sud Ouest.

Parmi les conséquences de la hausse de la température moyenne en surface, le phénomène le plus souvent évoqué est l’élévation du niveau des mers qui est susceptible d’avoir des conséquences environnementales importantes. Cette élévation est encore limitée à une dizaine de centimètres depuis un siècle, et correspond essentiellement à la dilatation des masses d’eau océaniques consécutives à l’augmentation de la température de surface. La fonte accélérée des glaces polaires et    des    glaciers    de
montagne est cependant de plus en plus mise en cause également. Si les calottes glacières polaires, notamment    la    calotte antarctique,    n’ont    pas véritablement commencé à fondre en réponse à l’augmentation    de température, en revanche la fonte des glaciers de montagne est visible dans tous    les    massifs montagneux. La fonte des glaces    continentales contribue à l’élévation du niveau de la mer. Le retrait de la banquise est aussi patent, mais la fonte de la glace de mer n’affecte évidemment pas le niveau moyen    des    océans.

L’évolution des surfaces de neige et de glace, qu’il s’agisse de la banquise ou des glaciers de montagne est cependant un témoin visible du changement climatique.

III Prévisions et incertitudes en matière de changement climatique.

III.1 La modélisation du climat

La question qui désormais préoccupe à la fois les politiques mais aussi le grand public est : qu’elle sera l’évolution du climat au cours des prochaines décennies ? Pour tenter de répondre à cette question qui exprime une inquiétude légitime, en raison des conséquences redoutées, les scientifiques développent des modèles numériques du climat terrestre. Ces modèles prennent en compte progressivement, à mesure que les capacités de calcul des ordinateurs s’accroissent, les différentes composantes du climat : l’atmosphère, l’océan, la biosphère, la cryosphère. Les capacités des modèles sont évaluées en réalisant des simulations du climat du passé. Le degré de réalisme des modèles va en augmentant. L’évaluation réalisée par le GIEC en 2001 montre que, lorsque l’on prend en compte dans ces modèles, l’ensemble des forçages (*), naturels et liés aux activités humaines, les modèles de climat reproduisent de façon satisfaisante l’évolution de la température moyenne de la Terre.

III.2 Que nous promettent les modèles pour le futur : les scénarios du GIEC

La simulation du climat futur, avec des modèles validés sur le climat passé, nécessite l'utilisation de scénarios, en particulier pour les émissions de gaz à effet de serre. Cet exercice est réalisé dans le cadre du GIEC où des économistes préparent des scénarios différents de développement économique et démographique à l’échelle mondiale. Les premières versions de ces scénarios datent de 1990 et 1992. Une nouvelle série de scénarios actualisés (scénarios SRES) a été plus récemment proposée par le GIEC. Au total, quarante scénarios ont été préparés pour, finalement, construire six scénarios de référence pour la période 2000-2100. Les principaux paramètres de contrôle de ces scénarios sont la croissance démographique, les développements économiques et sociaux et les choix technologiques. Différentes évolutions de ces paramètres ont été choisies et combinées pour former les scénarios de référence. Quatre grandes familles de scénarios sont proposées :

Famille A1. Cette famille décrit un monde dont la population et l’économie croissent très rapidement et culminent au milieu du XXIème siècle (respectivement 8,7 et 7,1 milliards d’habitants en 2050 et 2100) et s’accompagnent d’une rapide introduction de nouvelles technologies. Ce scénario vise également à réduire les inégalités économiques, sociales et culturelles.

Famille A2. Cette famille est caractérisée par une plus grande hétérogénéité économique et technologique du monde. En conséquence, la croissance démographique est moins contrôlée (15,1 milliards d’habitants en 2100) et les développements économiques et technologiques s’opèrent plus lentement et de manière moins uniforme.
Famille B1. Cette famille considère une évolution de la démographie similaire à celle de la famille A1. Les structures économiques évoluent rapidement vers une économie de services et d’information, et l’introduction de technologies propres et énergétiquement efficaces. L’accent est mis sur des solutions globales pour l’économie, le social et le développement durable, incluant une plus grande équité entre les différentes régions.
Famille B2. L’accent est mis pour cette famille sur les solutions régionales aux problèmes économiques, sociaux et de développement durable. L’augmentation de population est intermédiaire entre les familles A1 et A2 (10,4 milliards d’habitants en 2100). Les développements économiques et technologiques sont moins rapides que ceux des familles A1 et B1. Bien que ce scénario soit également orienté vers la protection de l’environnement et l’équité, il se concentre sur les solutions régionales. Notons que ces quatre familles de scénarios restent bien évidemment purement spéculatives avec pour conséquence une incertitude élevée concernant l’évolution future du climat.

L’augmentation de température prévue n’est évidemment pas uniforme sur toute la Terre. Un exemple est donné sur la figure 9 où le modèle ARPEGE Climat de Météo France montre, comme les autres modèles de climat, une augmentation de température très marquée, de plus de 10°C sur les hautes latitudes de l’hémisphère Nord essentiellement due à la variation d’albédo consécutive à des importantes réductions de la couverture neigeuse sur les continents et de l’extension de la glace de mer. À l’échelle régionale les phénomènes sont encore plus complexes et la connaissance de l’évolution climatique à cette échelle est un véritable challenge pour les études climatiques.

III.3 Les incertitudes des prévisions
Comme le montre les exercices du GIEC réalisés avec une vaste gamme de modèles, les incertitudes sur les augmentations de température prévues pour la fin du 21° siècle restent très importantes. Ceci tient d’une part à la variété des scénarios et d’autre part à d’autres facteurs qui sont les effets complexes de rétroaction et les incertitudes liées aux aérosols et à l’évolution de la couverture nuageuse.    Par exemple :

• un début de réchauffement entraîne une augmentation du stock de vapeur d’eau atmosphérique donc une intensification de l’effet de serre. Cette hypothèse reste contestée. D’autre part, un réchauffement provoque un rétrécissement des surfaces gelées et enneigées. Il en résulte une diminution de l’albédo planétaire d’où une plus grande absorption de l’énergie solaire qui va amplifier le réchauffement ;
• une source d’incertitude importante est le rôle des aérosols dont les distributions sont très inhomogènes et la composition chimique très variable. L’apport d’aérosol anthropique de sulfate issu des émissions de SO2 se traduit par un refroidissement net. Le rôle de l’aérosol carboné, aussi d’origine anthropique, est moins clair. Le carbone suie absorbe (réchauffement) alors que le carbone organique peut réfléchir (refroidissement). La quantification des impacts radiatifs associés est encore très incertaine.
• Enfin, une grande incertitude subsiste quand au rôle de la nébulosité. Le signe de la perturbation induite par les nuages (qui contribuent à la fois à l’effet de serre et à l’albédo) est incertain. L’effet sur le bilan radiatif dépend de l’altitude et de la localisation des nuages: les nuages de basse altitude agissent surtout sur l’albédo; les nuages élevés peuvent avoir des effets plus forts sur l’absorption des rayonnements infrarouges notamment la nuit ou en hiver. Pour prévoir l’évolution du climat, il faut non seulement connaître l’effet des nuages sur le bilan radiatif mais aussi la façon dont réagissent les nuages à un forçage externe, par exemple une intensification de l’effet de serre. C’est ce que l’on appelle la rétroaction des nuages.