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Manabe et Wetherald (1967) ont utilisé leur modèle radiatif-convectif unidimentionnel (1-D) dans la simulation du profil vertical de température de l'atmosphère, pour estimer le changement de température en réponse à un changement de la concentration de CO2 dans l'atmosphère. Ils ont effectué trois simulations, chacune avec une concentration de CO2 différente. La première simulation, représentant le cas de contrôle, a obtenu l'état d'équilibre radiatif-convectif pour une concentration de CO2 de 300 ppmv, qui n'était que légèrement inférieure à la concentration observée au moment où cette étude a été réalisée. Des simulations supplémentaires ont été effectuées avec des concentrations de CO2 de 600 et 150 ppmv, respectivement deux fois et deux fois moins importantes que la concentration dans la simulation de contrôle. À partir des différences entre les trois états obtenus dans ces simulations, ils ont estimé la réponse d'équilibre de la température au doublement et à la réduction de moitié de la concentration de CO2 dans l'atmosphère.
Pour chaque concentration de CO2 atmosphérique, l'intégration temporelle numérique du modèle a été réalisée sur une période de quelques centaines de jours. Afin d'incorporer l'effet de rétroaction positive de la vapeur d'eau, l'humidité absolue de l'atmosphère a été ajustée en continu de sorte que la distribution de l'humidité relative soit maintenue constante dans la troposphère tout au long des trois intégrations. Dans la stratosphère, où la convection est absente, l'humidité absolue a été maintenue fixe à des valeurs très faibles, sur la base des observations par ballon effectuées par Mastenbrook (1963).
La figure 1 illustre les trois profils verticaux de la température en équilibre radiatif-convectif ainsi obtenus. Pour la concentration standard de CO2 de 300 ppmv, la température de surface est de 288,4 K (15°C), ce qui est similaire à la température moyenne globale de surface observée. En réponse au doublement de la concentration atmosphérique de CO2 à 600 ppmv, la température augmente de 2,4°C non seulement à la surface de la Terre mais aussi dans l'ensemble de la troposphère. D'autre part, la température diminue d'une ampleur similaire de 2,3°C en réponse à la réduction de moitié du CO2 de 300 à 150 ppmv.
Dans l'expérience de doublement du CO2 décrite ci-dessus, la concentration de CO2 augmente de 300 ppmv, mais dans l'expérience de réduction de moitié du CO2, elle ne diminue que de 150 ppmv. Bien que l'ampleur de la variation de la concentration de CO2 soit deux fois plus importante dans la première que dans la seconde, l'ampleur de la variation de température est pratiquement identique entre les deux expériences. La physique du transfert radiatif est responsable de ce résultat non linéaire. Comme l'absorptivité (ou l'émissivité) du CO2 est approximativement proportionnelle au logarithme de la quantité de CO2, on s'attend à ce que l'effet de serre de l'atmosphère change également proportionnellement au logarithme de la concentration atmosphérique de CO2. Ainsi, l'ampleur du réchauffement dû au doublement du CO2 est similaire à celle du refroidissement dû à la division par deux du CO2, même si l'ampleur de la variation de la concentration de CO2 est deux fois moins importante dans ce dernier cas.
Profils verticaux de température en équilibre radiatif-convectif obtenus pour les trois différentes concentrations atmosphériques de dioxyde de carbone : 150, 300 et 600 ppmv (parties par million en volume). D'après Manabe et Wetherald (1967).
Mécanisme du changement de température dans le système surface-troposphère. En réponse à une augmentation de la concentration atmosphérique de CO2, par exemple, le flux descendant du rayonnement à grande longueur d'onde augmente à la surface de la Terre. Ainsi, la température de la surface augmente, ce qui accroît le flux de chaleur vers la troposphère sus-jacente, où la convection transfère la chaleur vers le haut. Pour cette raison, la température augmente non seulement à la surface de la Terre mais aussi dans toute la troposphère. L'ampleur du réchauffement est toutefois déterminée de telle sorte que le flux de rayonnement sortant au sommet de l'atmosphère reste inchangé, malgré l'augmentation de la concentration de gaz à effet de serre dans l'atmosphère.
Le réchauffement est encore amplifié par la rétroaction de la vapeur d'eau, car l'humidité absolue de l'air augmente dans la troposphère, l'humidité relative restant inchangée. Pour évaluer quantitativement l'influence de la rétroaction de la vapeur d'eau sur le réchauffement simulé, Manabe et Wetherald (1967) ont effectué une autre série de simulations dans lesquelles cette rétroaction était désactivée. Dans ces séries, la distribution de l'humidité absolue devait rester constante au lieu d'être ajustée pour maintenir une humidité relative constante. À partir des différences entre les trois états d'équilibre radiatif-convectif ainsi obtenus, ils ont estimé l'ampleur de la réponse d'équilibre de la température de surface en l'absence de rétroaction de la vapeur d'eau. Ils ont constaté que la température de surface augmente ou diminue d'environ 1,3°C en réponse à un doublement ou une division par deux de la concentration atmosphérique de CO2, respectivement. Ce changement de température est nettement plus faible que les valeurs de 2,4°C et 2,3°C obtenues en présence d'une rétroaction de la vapeur d'eau. Les résultats de ces expériences indiquent que la vapeur d'eau exerce un fort effet de rétroaction positif, qui amplifie le changement de température de surface par un facteur de ~1,8.
Contrairement à la surface de la Terre et à la troposphère, où la température augmente en réponse à un doublement de la concentration atmosphérique de CO2, un refroidissement se produit dans la stratosphère, comme l'indique la figure 1. En raison de l'absence de chauffage par convection, l'équilibre thermique de la stratosphère est maintenu par rayonnement entre le chauffage dû à l'absorption du rayonnement solaire par l'ozone et le refroidissement net dû à l'émission et à l'absorption du rayonnement à grandes ondes principalement par le dioxyde de carbone, comme le montre la figure 2 ci-dessous.
Si la concentration atmosphérique de CO2 double, par exemple, le refroidissement par grandes ondes s'intensifie et la température de la stratosphère s'équilibre à une valeur inférieure. C'est la principale raison pour laquelle le refroidissement de la stratosphère se produit dans l'expérience de doublement du CO2, comme le montre la figure 1.
Le refroidissement de la stratosphère entraîne une réduction du rayonnement de grande longueur d'onde sortant du sommet de l'atmosphère. Comme la stratosphère du modèle est en équilibre radiatif local, la réduction du rayonnement de grande longueur d'onde sortant au sommet de l'atmosphère est égale à celle du flux ascendant net du rayonnement de grande longueur d'onde à la tropopause, qui est l'interface entre la troposphère et la stratosphère. Ainsi, le réchauffement du système surface-troposphère est plus important qu'il ne le serait en l'absence de refroidissement stratosphérique. En bref, le refroidissement de la stratosphère entraîne une augmentation du réchauffement du système surface-troposphère, comme l'ont souligné, par exemple, Hansen et al. (1984).
La température moyenne mondiale dans la stratosphère a diminué au cours des dernières décennies. D'après la figure 3, qui montre la série chronologique de la température moyenne mondiale obtenue à partir d'observations par sondage hyperfréquence par satellite et par radiosondage, la température moyenne mondiale a diminué au rythme de ~0,4°C par décennie dans la basse stratosphère au cours du dernier demi-siècle, contrairement au réchauffement de ~0,2°C par décennie dans la basse troposphère au cours de la même période. L'inversion des tendances de température entre la stratosphère et la troposphère semble être en accord qualitatif avec le résultat obtenu par le modèle radiatif-convectif décrit ici. Il est toutefois probable que le refroidissement de la stratosphère soit imputable non seulement à l'augmentation de la concentration de dioxyde de carbone mais aussi à la réduction de l'ozone dans la stratosphère, comme l'a noté, par exemple, Ramaswamy (2006).
Anomalies de température observées en surface et en altitude (°C). (A) T4 stratosphérique inférieur, (B) T2 troposphérique, (C) T2 LT troposphérique inférieur , à partir des analyses des satellites UAH, RSS et VG2 MSU et des observations de radiosondage UKMO HadAT2 et NOAA RATPAC ; et (D) les enregistrements de surface de la NOAA, de la NASA/GISS et de l'UKMO/CRU (HadCRUT2v). Toutes les séries chronologiques sont des anomalies moyennes mensuelles par rapport à la période de 1979 à 1997 lissées avec un filtre de moyenne mobile sur sept mois. Les éruptions volcaniques majeures sont indiquées par des lignes pointillées bleues verticales. Adapté de Karl et al. (2006). GIEC (2007). D'après Trenberth et al. (2007).
Dans leur analyse, la basse stratosphère est une couche épaisse située entre 10 et 30 km, et la basse troposphère est la couche située en dessous de 6 km. Les deux séries chronologiques sont des anomalies moyennes mensuelles relatives à la période 1979-97 et sont lissées avec un filtre de moyenne mobile de sept mois.
Comme indiqué dans l'examen complet réalisé par Ramanathan et Coakley (1978), par exemple, les modèles radiatifs-convectifs 1-D ont été très utiles pour obtenir une estimation préliminaire du changement de la température moyenne globale dans l'atmosphère et à la surface de la Terre lorsque la concentration des gaz à effet de serre change. En outre, la construction du modèle 1-D s'est avérée être une étape essentielle vers le développement de modèles de circulation générale 3-D du système couplé atmosphère-océan-terre, qui sont devenus indispensables pour explorer le changement climatique non seulement du présent industriel mais aussi du passé géologique.
Source :
Syukuro Manabe and Anthony J. Broccoli - Beyond Global Warming: How Numerical Models Revealed the Secrets of Climate Change. Princeton 2020
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