Analyse physique des propriétés nuageuses observées

Analyse physique des propriétés nuageuses observées

Le but de ce chapitre est de caractériser les propriétés nuageuses en utilisant les observations de l’A-train décrites et développées dans le chapitre 2, avec l’objectif de les utiliser en suite pour évaluer les propriétés nuageuses simulées par les modèles climatiques. Nous étudions d’abord l’impact des nuages sur le bilan radiatif global et nous estimons le forçage radiatif des nuages. La réflectance est utilisée ensuite comme proxy de l’épaisseur optique. Les observations CALIPSO-GOOCP et CloudSat fournissent d’informations sur la couverture nuageuse et sur la distribution verticale des nuages. La fraction nuageuse CALIPSO-GOCCP et la réflectance MODIS/PARASOL sont couplées en prenant en compte de la différence de résolution spatiale. Puis les propriétés nuageuses sont ensuite caractérisées en fonction de la circulation atmosphérique. Nous étudions des populations nuageuses classifiées selon le système de circulation grande échelle correspondant. Enfin, les propriétés nuageuses sont examinées pour les types de nuage dominant. 3.1.1. Forçage radiatif des nuages L’énergie radiative reçue par la Terre provient du soleil. La planète et son atmosphère réfléchissent une partie de cette énergie et absorbent le reste. Elles émettent également du rayonnement infra-rouge vers l’espace. Sur des périodes de temps longues il y a équilibre entre l’énergie absorbée et l’énergie radiative émise. Le rayonnement net au sommet de l’atmosphère (TOA, top of the Atmosphere) est la différence entre l’énergie solaire absorbée et le rayonnement infra-rouge émis : R = S(1-α)-F = Q-F (3.1) .

La Figure 3.1.a) montre le rayonnement ondes longues (LW) sortant (F) (courbe bleu), le rayonnement solaire absorbé (SW) (courbe rouge) et le rayonnement net (R) (courbe vert) en moyenne zonale ainsi que les mêmes quantités en ciel clair (en l’absence de nuage) dans la Figure 3.1.b). L’inclinaison des rayons du soleil étant en moyenne plus forte dans les régions polaires que dans la zone tropicale, le rayonnement incident est maximale dans la zone tropicale. Par conséquent le rayonnement absorbé (ligne rouge, Figure 3.1.a) et 3.1.b) est maximal dans la zone tropicale, tandis qu’aux pôles comme le rayonnement est faible, l’absorption est très faible également. Concernant le rayonnement émis par la Terre (ligne bleue, Figure 3.1.a) et 3.1.b) on voit que le flux total LW sortant prend des valeurs plus importantes dans les tropiques que dans les hautes latitudes froides ou l’énergie rayonnée est minimale. Dans les tropiques, le rayonnement LW sortant est plus élevé vers 20°N et 20°S, régions des déserts et des océans sub-tropicaux. Il s’agit des régions de subsidence de la circulation de Hadley-Walker où l’air est sec et sans nuages, l’effet de serre est alors faible et la température de surface chaude. Par contre dans la zone de convergence intertropicale (ITCZ) l’énergie rayonnée est plus faible à cause de la présence très fréquente des nuages hauts et froids. Le bilan radiatif net du système terrestre (ligne vert, Figure 3.1.a) et 3.1.b) qui est l’énergie absorbée moins l’énergie émise vaut zéro en moyenne globale annuelle avec un excédent dans les régions tropicales, compensé par un déficit dans les régions polaires. Pour le rayonnement solaire, l’effet des nuages dans ce système est d’augmenter la réflexion et donc réduire la quantité de rayonnement solaire absorbé par la Terre. Ce refroidissement est en partie compensé par l’effet de serre des nuages qui réduisent le rayonnement sortant ondes longues. Afin de mesurer l’effet radiatif des nuages on utilise la quantité appelée forçage radiatif des nuages (CRF, Cloud Radiative Forcing) qui est définie comme la différence de flux entre les conditions de ciel clair (sans aucun nuage) et les conditions nuageuses :

Le forçage radiatif des nuages est représenté sur la Figure 3.1.c) en moyenne zonale et sur la Figure 3.2 pour tout le globe. La composante visible du forçage radiatif est toujours négative car l’albédo nuageux est supérieur à l’albédo de ciel clair. Ceci représente un effet refroidissant des nuages sur le système Terre-Atmosphère surtout dans les zones tropicales (maximum de 50-70W/m²). Pour la composante ondes longues du forçage radiatif, le flux émis au sommet des nuages qui ont une faible température est moins énergétique que celui émis par la surface. L’effet de serre est donc lié aux nuages hauts, même si ceux-ci sont relativement fins et il est plus fort dans les régions avec une forte présence des systèmes nuageux convectifs comme au dessus de l’ITCZ et au dessus de la ‘warm pool’ ainsi qu’avec des nuages frontaux aux moyennes latitudes. L’effet d’albédo est fortement lié aux nuages bas optiquement épais et dans une moindre mesure aux nuages hauts qui réfléchissent le rayonnement solaire contribuant à refroidir la surface de la Terre. Il a un fort effet (en valeur absolu) vers 10°N tout au long de l’ITCZ à cause des nuages convectifs dans cette région ainsi que vers 40°-60°N et 40°-65°S à cause des nuages frontaux des moyennes latitudes au dessus de l’océan qui réfléchissent le rayonnement incident. Il présente aussi des valeurs négatives maximums dans la partie Est des océans (Pacifique et Atlantique) là où les nuages bas sont réfléchissants (Figure 3.2.a). L’effet radiatif net des nuages est négatif à presque toutes les latitudes, donc il refroidit le système climatique, c’est-à-dire que l’effet d’albédo des nuages est supérieur à leur effet de serre. En moyenne il est faible dans les tropiques mais il est fortement négatif à l’Est des océans subtropicaux et aux moyennes latitudes.