Comment fonctionne l'effet de serre

L'énergie qui entre, l'énergie qui sort

La température de la Terre s'établit là où l'énergie qu'elle absorbe du Soleil égale celle qu'elle rayonne vers l'espace. La lumière du Soleil arrive avec S₀ = 1 361 W/m² au sommet de l'atmosphère. La Terre l'intercepte sur un disque mais a, en tant que sphère, quatre fois cette surface, donc la moyenne sur toute la surface est S₀ ÷ 4 = 340 W/m². Environ 30 % (l'albédo, α) est renvoyé directement par les nuages, la glace et les sols clairs, ce qui laisse 238 W/m² absorbés.

Un corps rayonne σT⁴ par mètre carré (la loi de Stefan–Boltzmann, σ = 5,67 × 10⁻⁸ W/(m²·K⁴)). En posant σT⁴ = 238, on obtient

T_e = (S₀(1 − α) ÷ 4σ)^1/4 = 255 K = −18 °C

C'est la température qu'aurait la Terre sans effet de serre. La température moyenne réelle en surface est d'environ 15 °C : 33 degrés de plus.

L'effet de serre

La lumière du Soleil est surtout visible, et l'air la laisse passer. Le sol réchauffé rayonne dans l'infrarouge, vers 10 µm, et la vapeur d'eau, le dioxyde de carbone, le méthane et quelques autres gaz absorbent une grande partie de cet infrarouge et le réémettent dans toutes les directions, y compris vers le bas. La surface reçoit donc de l'énergie du Soleil et de l'atmosphère, et se réchauffe jusqu'à rayonner assez pour équilibrer les deux. Dans un modèle à une couche où l'atmosphère absorbe une fraction ε de l'infrarouge de la surface,

T_s = T_e × (2 ÷ (2 − ε))^1/4

et ε = 0,77 donne les 288 K observés. (Une serre garde la chaleur surtout en empêchant l'air chaud de monter, pas de cette façon, mais le nom est resté.)

Le forçage radiatif

Ajouter un gaz à effet de serre fait absorber à l'atmosphère davantage d'infrarouge sortant, donc la planète perd moins d'énergie qu'elle n'en gagne jusqu'à ce qu'elle se réchauffe. Le déséquilibre juste après le changement est le forçage radiatif, ΔF. Pour le CO₂, il croît avec le logarithme de la concentration :

ΔF = 5,35 ln(C ÷ C₀) W/m², avec C₀ = 280 ppm avant l'ère industrielle

donc chaque doublement ajoute 5,35 × ln 2 = 3,7 W/m², quel que soit le niveau de départ. Le logarithme vient de ce que les bandes d'absorption les plus fortes sont déjà presque saturées et que le CO₂ supplémentaire agit surtout sur leurs bords. Le méthane ajoute environ 0,036(√M − √M₀) W/m² avec M en ppb, et une variation d'albédo ajoute −(S₀ ÷ 4) Δα.

La sensibilité climatique

La température monte jusqu'à ce que le rayonnement sortant supplémentaire annule le forçage : ΔT = λ ΔF. Sans rétroactions, à partir de σT⁴ seul, λ ≈ 0,3 K par W/m², soit environ 1,2 °C par doublement du CO₂. Mais un air plus chaud contient plus de vapeur d'eau (7 % de plus par degré), elle-même gaz à effet de serre ; la neige et la glace qui reculent assombrissent la surface ; les nuages changent. Ensemble, ces rétroactions portent λ à environ 0,8, et le réchauffement par doublement, la sensibilité climatique à l'équilibre, est probablement de 2,5 à 4 °C, avec une meilleure estimation de 3 °C.

Un exemple chiffré

Le CO₂ passe de 280 à 420 ppm et le méthane de 722 à 1 920 ppb.

1. Forçage du CO₂ : 5,35 × ln(420 ÷ 280) = 5,35 × 0,405 = 2,17 W/m².
2. Forçage du méthane : 0,036 × (√1920 − √722) = 0,036 × (43,8 − 26,9) = 0,61 W/m².
3. Total : 2,78 W/m². Avec λ = 0,81 K par W/m², le réchauffement une fois tout stabilisé est de 0,81 × 2,78 = 2,25 °C.

Le réchauffement observé jusqu'ici est d'environ 1,2 °C, moins que cela, parce que les océans n'ont pas encore rattrapé leur retard et parce que la pollution par les aérosols (laissée de côté ici) réfléchit la lumière du Soleil et compense environ un tiers du forçage des gaz à effet de serre.

À quelle vitesse la température répond

La couche superficielle de l'océan a une grande capacité thermique, environ 8 W·an par m² et par K pour une couche mélangée de 60 m. La température suit alors C dT ÷ dt = ΔF − (T − T₀) ÷ λ et s'approche du nouvel équilibre avec une constante de temps Cλ ≈ 6,5 ans. L'océan profond, que ce modèle omet, met des siècles à se réchauffer et fait que le vrai climat continue de rattraper son retard longtemps après que le forçage a cessé d'augmenter.

Utiliser la simulation

Dans le Simulateur de l'effet de serre, des photons solaires jaunes descendent et des photons infrarouges rouges remontent ; une molécule grise qui en attrape un clignote et le renvoie dans une direction au hasard. La température part des 13,8 °C préindustriels et se dirige vers l'équilibre correspondant à vos réglages. À essayer :

• Doublez le CO₂ de 280 à 560 ppm avec chaque jeu de rétroactions : le réchauffement à l'équilibre est de 1,2, 2, 3 ou 4,5 °C.
• Divisez-le par deux de 560 à 280 : le forçage change des mêmes 3,7 W/m², c'est le logarithme à l'œuvre.
• Montez l'albédo de 0,30 à 0,31 : le refroidissement de 3,4 W/m² dépasse le forçage actuel du CO₂ de 2,2 W/m², ce qui explique l'importance des nuages et de la glace.
• Changez le Soleil de 1 W/m² (un cycle solaire typique) : le forçage n'est que de 0,17 W/m², bien moins que celui du CO₂.

Ce que le modèle suppose

• Une planète à zéro dimension : une seule température moyenne mondiale, sans jour ni nuit, saisons, latitudes, terres ni océans.
• Une seule couche océanique mélangée de capacité thermique fixe, sans océan profond.
• Des formules de forçage simplifiées pour le CO₂ et le méthane, sans le chevauchement entre les bandes du méthane et du protoxyde d'azote, et sans autres gaz, aérosols, ozone ni usage des sols.
• Une sensibilité climatique λ constante, la même à toute température, choisie dans le menu.
• Des photons qui montrent l'idée, pas les chiffres. La probabilité qu'un photon infrarouge soit capté augmente avec le CO₂ pour l'illustration ; la température vient des équations du bilan énergétique, pas du décompte des photons.

Cas limites

• CO₂ à 280 ppm, méthane à 722 ppb, albédo 0,30 : aucun forçage, et la température reste à 13,8 °C.
• Un CO₂ très bas donne un forçage négatif et un refroidissement ; sous environ 150 ppm, les plantes ont du mal à faire la photosynthèse, d'où la limite basse du curseur.
• Sans rétroactions, il ne reste que la réponse de Planck : le réchauffement est le plus faible et l'approche de l'équilibre la plus rapide, car la constante de temps est proportionnelle à λ.
• De grands changements d'albédo (glaciations, Terre boule de neige) écrasent tout le reste : passer de 0,30 à 0,60 retire environ 100 W/m².

Où le modèle cesse d'être juste

• Les rétroactions ne sont pas constantes. Les rétroactions glace-albédo et nuageuses changent avec le climat lui-même ; à certains seuils (calottes glaciaires, pergélisol, circulation océanique), la réponse peut être brutale et lente à s'inverser.
• Le climat régional. Le réchauffement est inégal : l'Arctique se réchauffe trois à quatre fois plus vite que la moyenne, les terres plus vite que les océans. Un modèle à un seul nombre ne dit rien des pluies, des tempêtes ni des températures locales.
• Le réchauffement transitoire. Faute d'océan profond, le modèle atteint l'équilibre en quelques décennies ; le vrai climat continue de se réchauffer pendant des siècles après la stabilisation des concentrations, et le niveau de la mer monte bien plus longtemps encore.
• Le cycle du carbone. Le CO₂ est réglé à la main ici ; en réalité, les océans et les forêts absorbent environ la moitié de ce qui est émis, et le réchauffement peut affaiblir ces puits.
• Les extrêmes à la Vénus. À très fort CO₂, la formule logarithmique et le modèle simple à une couche échouent ; il faut un calcul détaillé du transfert radiatif.

Outils associés

Le Simulateur de rayonnement du corps noir montre pourquoi le Soleil brille dans le visible et la Terre dans l'infrarouge, et le Simulateur des saisons et de la durée du jour montre comment la lumière du Soleil se répartit selon les latitudes et l'année. Convertissez les températures avec le Convertisseur de température.