1. Recherche d’une vision exacte et réaliste
Dans une certaine proportion, la pollution atmosphérique exerce une action sur la structure et le fonctionnement des écosystèmes et de la biosphère, mais il convient de manipuler les chiffres et faire parler les ordres de grandeur avec circonspection, comparés à ceux qui peuvent nous de l’univers en tant que tel. Il ne faut pas oublier d’autres actions anthropiques telles la destruction du couvert végétal, de quelque manière que ce soit, ou d’autres susceptibles de modifier la réceptivité de la surface terrestre au flux solaire ou encore perturber les phénomènes d’évaporation et donc d’interférer sur les caractéristiques climatologiques.
La civilisation technologique contribue pour une fraction des causes. La démonstration en est faite en observant les statistiques rassemblées depuis quelques décennies.
Cependant, rien n’exclut a priori que la tendance actuelle au réchauffement global ne soit la conséquence de variation des facteurs naturels qui contrôlent la température globale. À l’opposé, si la tendance naturelle était au refroidissement, il importerait de connaître son amplitude pour estimer l’action modératrice que pourrait avoir l’impact de l’Homme sur cette dernière. Il a été démontré que chacune des époques a présenté des cycles où ont alterné réchauffement et refroidissement.
Ce qu’il faut, c’est se garder d’une vision d’apocalypse et avoir une peine connaissance scientifique des phénomènes, puis, partant de là, la conscience nécessaire pour que chacun contribue, à son niveau, à approcher au mieux la tolérance écologique zéro.
2. Teneur en \(CO_2\) atmosphérique et climat global
En 1895, le scientifique suédois Arrhénius explique que la vapeur d’eau et le gaz carbonique, présents en faible quantité dans l’atmosphère, jouent un rôle majeur dans l’équilibre climatique, en exerçant un puissant effet protecteur contre la perte de chaleur par rayonnement. Grâce à cet effet de serre considéré alors comme un effet bénéfique, la température moyenne à la surface du globe est maintenue à un niveau compatible avec la vie. En même temps, Arrhénius met en garde contre le développement de l’usage des combustibles fossiles, estimant qu’il devrait se traduire par une augmentation de la température moyenne de la Terre.
Cette hypothèse ne sera pas prise au sérieux. Ce n’est qu’en 1956 qu’un scientifique américain, Gilbert Plass, reprenant cet argument, établit l’existence d’une étroite relation entre les variations du taux de \(CO_2\) atmosphérique et la périodicité des épisodes glaciaires au cours du quaternaire. Ses travaux aboutissent en 1957 aux premières mesures systématiques du \(CO_2\), à Hawaï et en Alaska.
Cette relation a été mise en évidence grâce à deux méthodologies développées au cours des toutes dernières décennies.
Première méthode
La première méthode tient à la mise au point des thermomètres isotopiques qui permettent de connaître les températures effectives qui régnaient au voisinage du sol ou dans l’océan aux périodes géologiques passées.
Les variations de la concentration en \(^{18}O\) par rapport à celle de \(^{16}O\) d’un échantillon inorganique varient dans divers types de processus biogéochimiques avec la température du milieu ambiant. La découverte d’un fractionnement isotopique de ces deux atomes d’oxygène entre l’eau et le carbonate précipité dans la coquille d’invertébrés fossiles ou entre la vapeur d’eau et la neige au cours du cycle de l’eau a permis de mettre au point une méthode d’estimation des paléotempératures. La connaissance de ce rapport permet de la sorte de connaître la température à laquelle un processus écophysiologique s’est effectué.
Un des thermomètres isotopiques les plus utilisés consiste à déterminer la température des eaux marines superficielles ou profondes (dont la profondeur est estimée par l’espèce à laquelle appartient la coquille ou le test d’un fossile considéré). Les phénomènes de dépôt de calcium dans la modifient en effet le \(^{18}O\) (paramètre calculé à partir du rapport \(^{18}O~/~^{16}O\) en fonction de \(\theta\), température de l’eau dans laquelle le dépôt s’effectue.
On a pu déterminer de la sorte la formule des paléotempératures obtenues par l’analyse du fractionnement isotopique de l’oxygène entre l’eau et le carbonate de calcium de la coquille ou du test des fossiles considérés. Celle-ci a pour expression : \[\theta=16,9-4,2~(\Delta^{18}O_{\text{carbonate}}-\Delta^{18}O_{\text{eau}})\]
Deuxième méthode
La deuxième méthode qui permet de déterminer les caractéristiques des climats plus récents, ceux des périodes glaciaires, est fondée sur l’usage du \(\Delta^{18}O\) de la glace dans les carottes prélevées dans l’inlandsis du Groenland ou de l’Antarctique. On a pu en effet montrer qu’il existe un fractionnement isotopique abiotique entre l’oxygène de la vapeur d’eau et celui de la neige qui se dépose, celle-ci étant d’autant plus riche en oxygène 18 que la température de l’air au moment de sa précipitation est plus élevée.
Son application à l’étude des archives glaciaires a permis de déterminer la composition chimique en gaz trace de l’atmosphère au cours des dernières 300 000 années du Quaternaire. Cette dernière méthode mise au point simultanément par Lorius à Grenoble (Delmas et al., 1980) et Oeschger à Zurich (Neftel et al., 1980) consiste en l’analyse de l’air emprisonné dans les bulles contenues dans les carottes de glace de l’inlandsis groenlandais et de l’Antarctique.
Il est donc actuellement démontré que la concentration en \(CO_2\) atmosphérique et le climat terrestre sont étroitement dépendants. Ceci est encore plus évident quand on se place à l’échelle des périodes géologiques.
Synergie \(CO_2\) / autres facteurs contrôlant la température
Les causes des fluctuations de la concentration en \(CO_2\) atmosphérique et leur relation avec les autres facteurs interférant avec le climat global demeurent aujourd’hui encore partiellement inexpliquées.
3. Effets de la pollution sur le climat global
La température moyenne superficielle terrestre dépend avant tout autre facteur de la quantité d’énergie reçue par unité de surface au niveau du sol. On démontre que l’intensité du flux solaire accédant au sol est donnée par la relation : \[I=I_0~\exp \big\{-(\alpha_a+\alpha_s+\alpha_d)~m\big\}\]
| \(I_0\) : | intensité du flux solaire avant la traversée de l’atmosphère | |
| \(I\) : | intensité du flux au niveau de la mer | |
| \(\alpha_a\) : | coefficient d’absorption du rayonnement par l’ensemble des gaz présents | |
| \(\alpha_s\) : | coefficient de radiation par ces gaz présents dans l’air | |
| \(\alpha_d\) : | coefficient de turbidité qui rend compte de l’absorption et de la réflexion des particules | |
| \(m\) : | cosécante de l’angle du soleil par rapport au zénith |
Nous voyons que l’intensité \(I\) dépend de \(m\) (fonction de la latitude et de l’heure) et de tout un ensemble de phénomènes d’absorption, de réflexion par les gaz et les aérosols, lesquels interviennent de façon déterminante dans l’ajustement de la température des basses couches stratosphériques.
Toute modification physicochimique de l’atmosphère agissant sur la valeur des coefficients \(\alpha_a,~\alpha_s,~\alpha_d\) donc sur l’intensité du flux solaire aux diverses latitudes interviendra en conséquence sur des changements climatiques.
3.1. Effet de serre
La plupart des gaz atmosphériques sont transparents aux radiations et présentent de la sorte un coefficient d’absorption nul.
En revanche, le \(CO_2\), la vapeur d’eau et dans une moindre mesure le méthane, les oxydes d’azote et l’ozone qui sont des corps composés, absorbent une partie importante du spectre solaire, en particulier dans l’infrarouge (IR), radiation transportant une grande énergie thermique.
En réalité, la vapeur d’eau joue le rôle principal dans la réabsorption du flux renvoyé par la surface terrestre par suite de sa très large bande d’absorption dans l’infrarouge et à cause de son abondance dans l’atmosphère où elle se rencontre à des concentrations de 3 à 30 fois supérieure à celle du \(CO_2\).
Malgré sa très forte dilution dans l’air (376 ppm), le dioxyde de carbone constitue un remarquable absorbeur de l’IR entre 13 et 17 \(\mu m\), et dans une moindre mesure entre 2 et 5 \(\mu m\) de longueur d’onde. Au taux actuel auquel il se rencontre dans l’atmosphère, il retient toute l’énergie correspondant à la bande comprise entre 14 et 16,5 \(\mu m\) et une fraction des longueurs d’onde situées en deçà et au-delà. Fait important, il absorbe l’IR dans la fenêtre de 9 à 15 \(\mu m\), celle où précisément la vapeur d’eau est entièrement transparente à ces radiations.
Parmi les autres gaz de serre naturellement présents dans l’atmosphère, il convient de citer le méthane, qui possède un pouvoir d’absorption des IR 21 fois supérieur à celui du \(CO_2\) et le \(N_2O\) (protoxyde d’azote), ayant également un coefficient d’absorption très élevé, enfin l’ozone qui absorbe dans une étroite bande (9 - 10 \(\mu m\)).
À cela doivent être ajoutés des polluants de synthèse, entièrement produits par la civilisation technologique, essentiellement les CFC ainsi que divers autres composés organohalogénés. Ces composés possèdent la propriété fondamentale de réabsorber les rayons IR émis par la surface du sol et des océans – qui s’échauffent pendant la journée sous l’effet du rayonnement solaire incident – ou renvoyé vers la surface avant d’être dissipés dans l’espace.
3.1.1. Description du phénomène
Ces divers gaz produisent donc un effet de serre, car ils agissent en quelque sorte comme la vitre d’une serre qui piège les radiations calorifiques à l’intérieur de celle-ci, élevant de la sorte la température de la basse troposphère.
Le rayonnement solaire incident accédant à la surface terrestre (flux solaire net) est renvoyé vers l’espace sous forme IR (flux thermique ascendant).
Ces derniers absorbés par les basses couches de l’atmosphère qui sont opaques aux longueurs d’onde comprise entre \(0,7~\mu m\) et \(30~\mu m\) sont réémises vers la surface (flux thermique descendant) ce qui élève la température de l’atmosphère au voisinage su sol.
Les pertes d’énergie sont dues au flux ascendant vers l’espace et au flux convectif qui fait monter dans les hautes couches de la troposphère les masses d’air chauffées au voisinage du sol.
L’effet de serre résulte de la différence entre { flux ascendant + flux convectif } et { flux descendant }.
Cet effet de serre sera d’autant plus important que cette différence sera faible. Les flux sont exprimés en W/m².
3.1.2. Effet de serre sur les températures globales
L’atmosphère est quasi transparente au rayonnement solaire incident, mais à peu près opaque aux radiations IR réémises ou réfléchies par la surface des continents et des océans. Dans ces conditions, l’énergie des rayonnements contenus dans cette bande spectrale, que l’atmosphère la maintienne ou la renvoie au voisinage du sol, engendre cet effet de serre qui contribue à maintenir les températures de la basse troposphère à une valeur supérieure à celle qui serait la sienne en son absence.
La température moyenne globale à la surface terrestre \(T_s\) est actuellement de 15 °C, soit 288 °K. On peut considérer que le système sol – océan – atmosphère est en équilibre radiatif avec le soleil, c’est-à-dire qu’il existe une exacte compensation entre l’énergie apportée par le flux solaire incident et celle réémise vers l’espace.
Dans ces conditions, on peut calculer qu’en l’absence d’effet de serre, c’est-à-dire si l’atmosphère terrestre était parfaitement transparente à toutes les radiations incidentes ou réémises vers l’espace, elle se comporterait comme un corps noir théorique dont on peut calculer la température d’émission.
Cette température \(T_e\) peut se calculer à partir de la valeur \(S_0\) du flux solaire incident, de \(A\), l’albédo de la surface planétaire (\(A~\approx 0,3\)) et de \(\sigma\), la constante de Boltzmann qui sont liés par la relation : \[T_e~=~\left\{\frac{S_0~(1-A)}{4~\sigma}\right\}^{1/4}\]
Rappelons que l’albédo du système Terre - atmosphère est la fraction de l’énergie solaire qui est réfléchie vers l’espace. Sa valeur est comprise entre 0 et 1. Plus une surface est réfléchissante, plus son albédo est élevé.
Les éléments qui contribuent le plus à l’albédo de la Terre sont les nuages, les surfaces de neige et de glace et les aérosols. Par exemple, l’albédo de la neige fraîche est de 0,87, ce qui signifie que 87 % de l’énergie solaire est réfléchie par ce type de neige.
3.1.3. Forçage radiatif
Le concept de forçage radiatif est fondé sur une mesure de différence entre une énergie radiative reçue et une énergie radiative émise. Ce paramètre sera naturellement positif ou négatif selon qu’il y aura réchauffement ou refroidissement. D’où son intérêt en climatologie.
De nombreux facteurs intervenant dans les échanges d’énergie entre la Terre et l’espace, ce concept permet d’évaluer la propension d’un de ces facteurs à retenir sur Terre une certaine énergie provenant du Soleil ou à la renvoyer dans l’espace.
Dans le cas de l’effet de serre, une valeur positive pour un gaz responsable traduira sa contribution au réchauffement de l’atmosphère (renvoi du rayonnement IR vers la Terre).
Dans le cas des aérosols, une valeur négative traduira le fait que ces particules, en empêchant le rayonnement solaire d’atteindre la Terre contribueront à son refroidissement.
Ce paramètre est établi expérimentalement. Il est généralement quantifié par le GIEC comme le taux de transfert d’énergie par unité surfacique du globe mesuré dans les hautes couches de l’atmosphère (exprimé en W/m²). Cependant, il n’est mesuré qu’en instantané.
3.1.4. Potentiel de réchauffement global
Pour évaluer l’impact d’un gaz à effet de serre dans le temps, donc pour intégrer le forçage radiatif, il faut tenir compte de sa durée de vie dans l’atmosphère.
On a pu ainsi évaluer le potentiel de réchauffement d’une molécule se comportant comme un gaz de serre à partir d’une fonction de réchauffement. Celle-ci intègre le forçage radiatif sur une période donnée selon la relation : \[\Phi_i(T)=\int_0^TR_{fi}~\exp(-\tau/\tau_i)~d\tau\]
| \(R_{fi}\) : | forçage radiatif du gaz \(i\) | |
| \(\tau_i\) : | durée de vie de ce gaz dans l’atmosphère | |
| \(T\) : | borne supérieure de ce forçage |
On définit ensuite un potentiel de réchauffement global \(GWP_i(T)\) pour un gaz de serre donné en référence à celui propre au \(CO_2\) selon la relation : \[GWP_i(T)~=~\frac{\Phi_i(T)}{\Phi_{CO_2}(T)}\]
3.2. Autres facteurs atmosphériques contrôlant le climat au sol
Le problème de l’ajustement du climat terrestre est beaucoup plus complexe qu’il n’apparaît au premier abord. Les effets relatifs du \(CO_2\) et des différents gaz de serre ne peuvent pas être calculés de façon statique mais en prenant en considération l’équilibre thermique ou les effets radiatifs, non seulement au niveau du sol amis dans l’ensemble de l’atmosphère. Passons rapidement en revue les autres facteurs intervenants.
3.2.1. Nébulosité
Il existe d’une part une interaction entre l’accroissement du taux de \(CO_2\) et de l’humidité relative de l’air, d’autre part entre cette dernière et les coefficients \(\alpha_a\) et \(\alpha_s\), puisque la nébulosité atmosphérique est elle-même liée à la quantité de vapeur d’eau qu’elle renferme.
L’action de la couverture nuageuse sur l’intensité des radiations incidentes, donc sur la température de l’air, est elle-même très complexe. On estime que la couverture nuageuse du globe est en moyenne de 52% , avec des variations comprises entre 50 et 54 %.
Si les nuages tendent à réfléchir vers le sol les radiations émises par celui-ci, ils renvoient aussi vers l’espace une partie des radiations incidentes. Ils induisent de la sorte une augmentation de l’albédo terrestre.
L’influence de la couverture nuageuse doit être prise en considération en tenant compte non seulement de sa structure et de son altitude, mais aussi de la circulation météorologique, donc des changements caractéristiques de la nébulosité en fonction du temps.
Enfin, les changements dans la température, le taux de vapeur d’eau atmosphérique et la nébulosité peuvent affecter l’étendue des régions enneigées, donc modifier fortement la valeur de l’albédo terrestre puisque la neige réfléchit vers l’espace 90 % des radiations incidentes.
3.2.2. Turbidité atmosphérique
L’intensité du flux solaire au sol est aussi conditionnée par la densité des aérosols atmosphériques (turbidité), laquelle est mesurée par le coefficient \(\alpha_d\). L’action des particules sur la quantité d’énergie reçue par unité de surface est difficile à préciser. Cela dépend en grande partie de la nature des aérosols.
Si le coefficient de réflexion moyen est plus grand dans l’infrarouge que dans le visible, les températures au sol s’élèveront ; elles décroîtront dans l’hypothèse inverse. Mais l’absorption intervient aussi dans le coefficient \(\alpha_d\). En effet, les particules captent une partie de l’énergie reçue. Là encore, l’altitude de la couche d’aérosols joue un grand rôle. Dans le cas des particules situées au niveau stratosphérique, l’absorption provoquera un réchauffement à ce niveau et un refroidissement au sol.
De façon générale, l’influence sur le climat global des particules qui absorbent pro parte le rayonnement solaire est considérable. L’étude des dépôts d’aérosols d’origine volcanique qui se sont effectuées dans les glaces du Groenland formées au cours des 10 000 dernières années et celle des indices des températures moyennes aux époques correspondantes a démontré que les grandes éruptions volcaniques provoquèrent un refroidissement sérieux du climat global (Hammer et al. 1980). De nombreuses recherches effectuées depuis le milieu du dernier siècle ont confirmé l’impact du volcanisme sur le climat planétaire.
3.2.3. Variations de l’activité solaire
Le flux solaire n’est pas parfaitement constant ainsi qu’en atteste la plus ou moins grande absence des taches solaires. Des travaux effectués depuis près de trois décennies ont démontré qu’il existait une excellente corrélation entre les fluctuations d’activité solaire et celles des températures terrestres au cours des cinq derniers millénaires (Eddy, 1977).
Il est en effet possible de déterminer les variations du carbone 14 qui dépend de la plus ou moins grande activité du soleil, laquelle se déduit d’une plus ou moins grande abondance des taches par la mesure de la concentration de ce radio-isotope dans les cernes d’accroissement d’arbres d’âge millénaire.
Le minimum d’activité solaire, marqué par la rareté voire l’absence de taches, présente une excellente corrélation avec la sévérité des hivers et avec les périodes d’avancée des glaciers, donc avec les épisodes froids. À l’opposé, celles d’intense activité solaire coïncident avec les épisodes de climat chaud.
Il apparaît en conséquence évident que toute prévision sur les variations futures du climat global devrait tenir compte des paramètres majeurs de variabilité naturelle que constituent les fluctuations d’activité solaire et du volcanisme... qui demeurent jusqu’à présent imprévisibles.
3.3. Perturbations anthropogéniques susceptibles d’agir sur les climats
La question de l’influence des activités humaines sur les climats est une question d’actualité permanente. Il existe manifestement des chiffres qui montrent régulièrement que l’action anthropogénique ne va pas dans le bon sens. Mais le fait de contribuer à une dégradation avec ces chiffres donne-t-il le droit à l’extrapolation vers un bouleversement à plus ou moins long terme ?
C’est à cette occasion qu’il faut revenir parfois vers l’Univers du chapitre d’introduction ? C’est là aussi qu’il faut faire la part de l’imprévisible, de quelques petits points de latence. Arrivé au moment de ce questionnement, le physicien ne peut qu’observer, envisager des modèles dont il aura bien défini les contours et les limites, car l’avenir ne lui appartient pas, même à travers les certitudes qui pourraient le tenter dans les mathématiques.
Blaise Pascal qui nous a prêté ses Pensées pour notre introduction pourrait peut-être partager avec nous le mot de la fin :
« Car enfin qu’est-ce que l’homme dans la nature ? Un néant à l’égard de l’infini, un tout à l’égard du néant, un milieu entre rien et tout. Infiniment éloigné de comprendre les extrêmes, la fin des choses et leur principe sont pour lui invinciblement cachés dans un secret impénétrable, également incapable de voir le néant d’où il est tiré, et l’infini où il est englouti.
« Que fera-t-il donc, sinon d’apercevoir quelque apparence du milieu des choses, dans un désespoir éternel de connaître ni leur principe ni leur fin ? Toutes choses sont sorties du néant et portées jusqu’à l’infini. Qui suivra ces étonnantes démarches ? L’auteur de ces merveilles les comprend. Tout autre ne le peut faire. »
