Limites Planétaires et Éléments de Basculement Climatique - PDF

Limites planétaires et éléments de basculement climatiques Frank Pattyn Sciences de la Terre, Environnement et Société ENVI-F1001 – BING-F1001 1 Contenu Les limites planetaries Les éléments de bascu...

Limites planétaires et éléments de basculement climatiques Frank Pattyn Sciences de la Terre, Environnement et Société ENVI-F1001 – BING-F1001 1 Contenu Les limites planetaries Les éléments de basculement et rétroactions Le changement climatique Les éléments des basculement climatiques Circulation méridienne de retournement de l'atlantique (AMOC) Inlandsis de l'antarctique occidental (WAIS) Inlandsis du Groenland (GrIS) Permafrost Déforestation La mousson en Afrique de l’ouest Limites planétaires : comment nous avons sauvé la couche d'ozone Conclusions 2 Références Ouvrages Boutaud, A. et N. Gondran (2020) Les limites planétaires. La Découverte. Vellinga, P. (2013) Le changement climatique, mythes, réalités et incertitudes, Collection “UBlire”, 28, Éditions de l’Université de Bruxelles Articles Rockström et al. (2015) A safe operating space for humanity. Nature 461: 472-475 Rockström et al. (2023) Safe and just Earth system boundaries. Nature 619, 102–111. https://doi.org/10.1038/s41586-023-06083-8 Richardson et al. (2023) Earth beyond six of nine planetary boundaries; Science Advances: 9 (37) DOI: 10.1126/sciadv.adh2458 Lenton et al. (2008) Tipping elements in the Earth’s climate system. PNAS 105(6): 1786-1793 McKay et al. (2022) Exceeding 1.5°C global warming could trigger multiple climate tipping points. Science 377, eabn7950 Steffen, W. et.al. 2015. Planetary boundaries: Guiding human development on a changing planet. Science 347: 1259855 Thiery et al. (2021) Intergenerational inequities in exposure to climate extremes. Science. DOI: 10.1126/science.abi7339 Pattyn, F. et al. (2018) The Greenland and Antarctic ice sheets under 1.5 °C global warming. Nature Clim Change 8, 1053–1061 Pattyn, F. and M. Morlighem (2020) The uncertain future of the Antarctic ice sheet. Science 367 (6484): 1331-1335. Rapports Rapports du GIEC (www.ipcc.ch): 1.5°, SROCC, AR6 (2021) 3 4 Limites planétaires 5 Les limites planétaires une analyse scientifique du risque que les perturbations humaines déstabilisent le système terrestre à l’échelle planétaire. identifie les niveaux de perturbations anthropiques en deçà desquels le risque de déstabilisation du Système Terre restera probablement faible – un espace opérationnel sûr pour le développement de la société mondiale Les limites de base: le changement climatique et l’intégrité de la biosphère 6 Quels sont les risques de rupture ou de dysfonctionnement? À l’échelle planétaire Le changement climatique; L’acidification des océans; L’érosion de la couche d’ozone stratosphérique. Local et régional (mais avec un impact potentiel planétaire) La perturbation des cycles biogéochimiques de l’azote et du phosphore; La perturbation des cycles de l’eau douce; Le changement d’affectation des sols (déforestation); L’atteinte à l’intégrité de la biosphère (biodiversité); La charge atmosphérique en particules; L’introduction de nouvelles entités artificielles dans l’environnement (comme les pollutions chimiques). 7 Les niveaux des limites planétaires Niveau dangereux (risque élevé) L’intégrité de la biosphère Cycle biogéochimique de l’azote Le réchauffement climatique La déforestation / désertification L’utilisation de l’eau (douce) Espace de sécurité L’appauvrissement de la couche d'ozone stratosphérique L’acidification des océans 8 Current status for planetary boundaries Process Control Planetary Preindustrial Upper end of Current value variable boundary base value zone of risk Climate Atmospheric 350 ppm 280 ppm 450 ppm 420 ppm change CO2 Radiative +1 W/m² 0 W/m² +1.5 W/m² +2.91 W/m² forcing top atmosphere Stratospheric Stratospheric son albédo est élevé albédo plus faible (de l’ordre de 15%) (jusqu’à 45% de l’énergie solaire reçue absorbe donc une plus grande part du flux est réfléchie) solaire. il ne peut perdre de chaleur par évaporation l’évaporation de l’eau => transfert de l’énergie absorbée vers l’atmosphère il est chaud, il émet dans l’infrarouge plus surface du sol garde une température d’énergie qu’il n’en absorbe du flux modérée solaire. Ce déficit se comble par la chaleur des bilan de chaleur reste positif => pas masses d’air venues d’ailleurs (advection) d’appel d’énergie provenant de l’extérieur sans apporter de pluie. mouvements de convection => l’élévation des masses d’air chargées d’humidité d’où précipitation 111 Réduction de l’évapotranspiration Absence de végétation réduit aussi la capacité à pouvoir accumuler de l’eau et alimenter les nappes phréatiques : absence de végétation => augmentation du ruissellement (d’où érosion des sols) au détriment de l’infiltration. diminution de la litière + matière organique du sol (baisse de production primaire) => abaisse le potentiel de rétention hydrique des sols. Ceci est une rétroaction. Ce sont des processus négatifs pour le bilan hydrique des sols. 112 Changement de la forêt boréale Les forêts boréales se trouvent dans les climats froids des hautes latitudes de l'hémisphère nord. Ils se trouvent juste au sud de la toundra arctique, où la croissance des arbres est limitée par des températures glaciales ou proches du point de congélation toute l'année et un manque de pluie. Les forêts boréales sont caractérisées par des essences capables de supporter le froid, comme le pin, l'épinette et le mélèze. Elles représentent 30% des forêts du monde 113  La zone boréale, ainsi que la toundra, se réchauffent rapidement – ​environ deux fois plus vite que la moyenne mondiale. Des étés de plus en plus chauds devenant trop chauds pour les espèces d'arbres actuellement dominantes, une vulnérabilité accrue aux maladies, une diminution des taux de reproduction et des incendies plus fréquents entraînant une mortalité nettement plus élevée, tout y contribue. L'augmentation de la mortalité des arbres entraîne la création de vastes régions de forêts claires et de prairies, qui favorisent un réchauffement régional supplémentaire et une augmentation des fréquences d'incendie, induisant ainsi un puissant mécanisme de rétroaction positive. 114 On s'attend à une expansion vers le nord de la forêt boréale en raison du réchauffement. De même, la toundra arbustive s'étend dans les régions plus froides en raison du réchauffement et ce processus se poursuivra. Il en résulte une diminution de l'albédo de la végétation – surtout au printemps – qui amplifie le réchauffement localement. 115 Éléments de basculement climatiques Changement de la mousson 116 Changement de la mousson en Afrique de l'Ouest La mousson ouest-africaine (WAM) apporte des précipitations en Afrique de l'Ouest et au Sahel - une bande de prairies semi-arides prise en sandwich entre le désert du Sahara au nord et les forêts tropicales humides au sud. Le Sahel s'étend de la côte atlantique de la Mauritanie et du Sénégal jusqu'au Soudan, à l'Érythrée et à la mer Rouge. L'humidité que les vents apportent à la région fait partie de la zone de convergence intertropicale (ITCZ), une énorme ceinture de basse pression qui entoure la Terre près de l'équateur. L'ITCZ erre au nord et au sud à travers les tropiques chaque année au gré des saisons. 117 Cellules de Hadley Le soleil chauffe l'air à l'équateur ; l'air chaud monte et l'humidité se condense (pluie) L'air est transporté vers les pôles à haute altitude (au nord et au sud) Il finit par couler vers 30° de latitude ; il fait très sec maintenant L'air sec retourne à l'équateur, ramassant des charges d'humidité sur son chemin, et le cycle se répète. 118  La mousson ouest-africaine est notoirement peu fiable. Entre la fin des années 1960 et les années 1980, un manque de pluie a frappé une grande partie du Sahel, les précipitations moyennes diminuant de plus de 30% sur la majeure partie de la région par rapport aux années 1950. Cela a plongé la région dans une sécheresse prolongée. Les températures chaudes de l'océan réduisent le contraste de température entre le continent pendant l'été chaud Indice de précipitation au Sahel de juin à octobre sur 1901- et les eaux environnantes plus 2017 (où Sahel = 20-10 degrés N et 20 degrés W à 10 fraîches. degrés E). Montré sous forme d'anomalies de Les pluies de mousson se déplacent précipitations à partir d'une référence 1901-2017. vers le sud en s'éloignant du Sahel, provoquant la sécheresse. L'effet est renforcé par la « La théorie suggère qu'un réchauffement climatique rétroaction climat-végétation », où pourrait en fait apporter plus de précipitations au Sahel. des conditions plus sèches voient Comme la terre se réchauffe plus vite que l'eau, la moins de croissance de la végétation, hausse des températures mondiales pourrait renforcer une réduction de l'évapotranspiration le contraste terre-mer qui contribue à pousser le WAM et encore moins de précipitations. vers le nord chaque année. Cela pourrait apporter plus de pluie au Sahel et, peut-être, voir la végétation revenir dans certaines parties du sud du Sahara. 119 Limites planétaires : comment nous avons sauvé la couche d'ozone 120 Structure de l’atmosphère L'atmosphère terrestre est une fine couche de gaz autour du globe. Son mélange est appelé « air ». L'attraction gravitationnelle maintient les molécules d'air près de la surface. 90% de la masse de l'atmosphère est concentrée entre la surface et 16 km d'altitude (troposphère). Troposphère : la température diminue généralement avec l'altitude. La hauteur de la troposphère varie selon l’endroit, étant plus élevée dans les zones plus chaudes et plus basse dans les zones plus froides. Stratosphère : la température augmente avec l'altitude, car la stratosphère abrite la couche d'ozone, qui absorbe les rayons ultraviolets (UV) du soleil. 121 L’ozone, la molécule de Janus L’ozone : gaz composé de trois atomes d’oxygène) : O3 Dans l’atmosphère on trouve de l’ozone à deux endroits : 90% dans la stratosphère 10% dans la troposphère L’ozone stratosphérique il forme la “couche d’ozone”. Les molécules d’ozone constituent la “face protectrice” de l’ozone, car elles absorbent les rayons ultraviolets du soleil, nuisibles pour les organismes. L’ozone troposphérique Concentration : 0.0003% (3 particules molécules = fortement oxydantes = d’ozone pour un million de particules nuisibles d’air) constitue la “face nocive” de ce gaz. 122 L’ozone stratosphérique : le cycle de Chapman Dans la première réaction, une molécule d’oxygène (O2) est décomposée en deux atomes d’oxygène (O) par la lumière ultraviolette (UV-C). Dans une deuxième étape, l’oxygène atomique de la première réaction se recombine avec l’oxygène moléculaire pour former l’ozone : 123 L’ozone stratosphérique : le cycle de Chapman Sous l’influence de la lumière ultraviolette avec une longueur d’onde comprise entre 210 nm et 300 nm (UV-B), l’ozone se décompose en une molécule d’oxygène et un atome d’oxygène (O). Si ce dernier entre par hasard en contact avec une molécule d’ozone, il s’ensuit la formation de deux molécules d’oxygène : 124 Chapman : cycle catalytique L’exemple donné est celui des réactions catalytiques des composés chlorés avec l’ozone, le déroulement des réactions de destruction des composés azotés et bromés étant semblable. Sous l’influence de la lumière, les chlorofluorocarbures (CFC) sont dissociés et libèrent des atomes de chlore. Ainsi, la réaction photolytique de CF2Cl2 — (un des CFC les plus courants, également appelé Fréon-12 ou CFC-12) libère un atome de chlore: Et voilà le ton donné : la suite de la photolyse stratosphérique résulte finalement en une destruction totale des CFC avec libération d’atomes de chlore, initiant à leur tour le cycle des réactions de destruction de l’ozone selon : 125 Chapman : cycle catalytique L’atome halogène (Cl) est un catalyseur de la destruction d’ozone : quelques atomes de chlore peuvent ainsi détruire des centaines de molécules d’ozone avant de réagir avec une autre molécule gazeuse et être ainsi rendus inoffensifs. 126 127 Variations dans l’ozone stratosphérique Ozone moyen mesuré par le Nimbus-7 Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) en fonction du temps et de la latitude. Les niveaux élevés d’ozone sont indiqués en orange et en rouge, tandis que les niveaux faibles sont indiqués en bleu et violet. Les unités de mesure sont les unités Dobson (DU), une mesure de l’épaisseur de la couche d’ozone. Les données sont tirées de 1979-1992. 128 Pourquoi moins d’ozone stratosphérique à l’équateur? Circulation de Brewer- Dobson dans la couche d’ozone : alors que la majeure partie de l’ozone est effectivement créée au- dessus des tropiques, la circulation stratosphérique le transporte ensuite vers les pôles et vers le bas jusqu’à la stratosphère inférieure des hautes latitudes. 129 Le trou d’ozone Nature (1985) 130 131  La période d’hiver est nécessaire à la transformation des réservoirs chlorés “inactifs” en gaz chloré “actif” Printemps : le soleil réapparaît : Gaz chloré se dissocie en atomes de chlore. Le vortex polaire Il s’agit d’une circulation bien structurée des vents dans la stratosphère, qui se manifeste au-dessus des régions polaires au cours des hivers locaux. Il est généralement plus important au- dessus du Pôle Sud que du Pôle Nord. Il empêche l’air stratosphérique au- dessus des régions polaires de se mélanger avec de l’air venant des moyennes latitudes. => corset hermétique : processus de destruction de l’ozone prend place de manière très efficace. 132 Le vortex polaire Formation des Polar Stratospheric Clouds (PSCs) 133 Polar Stratospheric Clouds (PSCs) Ces nuages stratosphériques polaires se forment pendant l’hiver, dans le froid extrême. Les hivers polaires sont sombres, consistant en 3 mois sans rayonnement solaire (lumière du soleil). Non seulement le manque de lumière du soleil contribue à une diminution de la température, mais aussi le “vortex polaire” emprisonne et refroidit l’air. Les températures oscillent autour ou en dessous de -80°C. Ces basses températures forment des particules de nuage et sont composées soit d’acide nitrique (type I PSC), soit de glace (type II PSC). Les deux types fournissent des surfaces pour les réactions chimiques qui PSCs, Bruxelles, 19 juin 2021 conduisent à la destruction de l’ozone. 134 135 Concentrations de HCl moyennée entre 55°S et 55°N pour la période 1992-1998. 136 Le protocole de Montréal C’est en 1985, lors de la Convention de Vienne, que la responsabilité des CFC est reconnue dans l’amincissement de la couche d’ozone. Le 16 septembre 1987, le protocole de Montréal relatif aux substances appauvrissant la couche d’ozone est signé par 24 pays. Le 1er janvier 1989 ce protocole entre en vigueur, arrêtant toute production et consommation de chlorofluorocarbones au-delà des niveaux de 1986, puis prévoyant une réduction de 20% pour 1993, et 50% pour 1999. Ensuite, plusieurs assemblées sur quatre années consécutives élaborent des mesures de plus en plus sévères en éliminant tous les CFC, halons et autres composés détruisant la couche d’ozone à l’échéance de l’an 2000. Ce protocole est ratifié par 150 pays. Les CFC sont remplacés par d’autres substances ne contenant pas de chlore. Chaque emballage d’aérosol doit obligatoirement indiquer si les substances sont visées par le protocole de Montréal. 137 Conclusions Les limites planétaires (climatiques) 138 Trajectoires du système Terre dans l’Anthropocène La trajectoire du système Terre à travers le Quaternaire : le système est resté limité entre les extrêmes glaciaires et interglaciaires. Il existe un risque que les rétroactions poussent le système terrestre vers un seuil planétaire qui, s’il est franchi, pourrait empêcher la stabilisation du climat à des augmentations de température intermédiaires et provoquer un réchauffement continu sur une voie “Hothouse Earth” alors même que les émissions humaines sont réduites. 139 Éléments de basculement et rétroactions Type Basculement Rétroaction Cause Impact Fonte des glaces Groenland Glace-élévation Réchauffement et Hausse du niveau marin 2-7 amplification polaire m Antarctique de l’ouest Instabilité des calottes Courants CDW et Hausse du niveau marin 5 glaciaires marine (MISI) réchauffement océanique m Glace de mer arctique Glace-albédo Réchauffement et Réchauffement amplifié amplification polaire Pergélisol Réchauffement et Réchauffement amplifié amplification polaire Changements de circulation Arrêt de l’AMOC Fonte du Groenland Refroidissement Atlantique nord Mousson Afrique de l’ouest Climat-végétation Réchauffement océanique Sècheresse Changement écosystème Changement de biome Forêt tropicale Climat-végétation Déforestation Sècheresse amazonienne Végétation-érosion Érosion Forêt boréale Climat-végétation Réchauffement et Réchauffement régional Végétation-albédo amplification polaire Changement écosystème Viabilité planétaire Ozone stratosphérique CFCs Radiation UV Réchauffement amplifié 140 Conclusions générales Les points de basculement du système terrestre ont toujours existé et étaient responsables de grands changements climatiques dans le passé. Les échelles de temps sont très importantes : les changements de glace de mer et le recul des glaciers fonctionnent sur des échelles de temps décennales ; la calotte glaciaire de l’Antarctique occidental à des échelles de temps centenaires, tandis que la calotte glaciaire du Groenland et l’Antarctique oriental peuvent prendre des échelles de temps centenaires à millénaires. Toutes les interactions et interconnexions ne sont pas bien limitées et comprises. 141 Appendix Bilan énergétique terrestre 142 Récapitulation: le bilan d’énergie terrestre La surface terrestre reçoit de l'énergie du soleil sous forme de lumière visible. Une partie de cette énergie (30%) est réfléchie dans l'espace (albédo). La Terre émet l'énergie (restante) reçue à la surface sous forme de chaleur. L'atmosphère interagit avec cette énergie (infrarouge) : les gaz à effet de serre absorbent et réémettent cette énergie vers l'espace mais aussi vers la surface de la Terre (effet de serre). L'équilibre entre l'énergie entrante et sortante définit la température de la surface de la Terre. 143 Énergie entrante Le rayonnement solaire moyen possède une densité énergétique égale à S0 = 1 361 W/m² à une distance de une unité astronomique (distance Terre-Soleil). Ce rayonnement est intercepté par la surface terrestre et répartie sur l'ensemble du globe terrestre, ce qui correspond à une puissance moyenne d'environ 340 W/m² = S0/4. Environ 30% de cette énergie est réfléchi vers l’espace via la glace/nuages (albédo = α) Énergie totale entrante: 𝑆0 1 − 𝛼 = 235 𝑊/𝑚² 4 144 Énergie sortante Tout objet dont la température est supérieure à 0 K (-273°C) émet de l'énergie sous forme de rayonnement. La relation entre la température de l'objet et son rayonnement est exprimée par l'équation de Stefan-Boltzmann 𝐸 = 𝜎𝑇 4 Où 𝜎 = 5.67 10−8 W m-2 K-4 est la constante de Stefan- Boltzmann, T est la température en Kelvin et E est l'énergie rayonnée (W m-2) 145 Bilan radiatif de la Terre en équilibre (sans atmosphère) 146 Le bilan énergétique Considérons le bilan énergétique de la Terre en équilibre : Il suit que Quelle est la valeur de Te ? Cela vous semble-t-il approprié ? 147 Le filtre atmosphérque Lorsque le rayonnement solaire atteint la surface de la Terre, il n'a pas les mêmes propriétés. L'atmosphère est presque transparente pour le rayonnement solaire. Une grande partie du rayonnement infrarouge (sortant) est absorbée par les gaz atmosphériques: H20, CO2, O3, CH4, N20, … 148 Bilan radiatif de la Terre en équilibre (avec atmosphère) 149 Un modèle simple de l'atmosphère Surface de la Terre : l'équilibre des flux devient avec Ts la temperature de la surface terrestre En réalité, Ts est environ 288 K or 15°C. Il faut considérer la structure verticale de l'atmosphère et les échanges non radiatifs (convection, évaporation, …) 150 Plus de CO2, augmentation de la température ? La chaleur quitte l'atmosphère lorsque celle-ci est suffisamment dépourvue de gaz (la plupart de l'air se trouve près de la surface de la terre). Cette altitude correspond à la température de 255K (voir modèle). Plus de CO2 signifie que l'altitude à laquelle l'énergie s'échappe augmente (mais sa température reste la même). Comme la température diminue linéairement avec l'altitude (gradient adiabatique de ~1°C/km), la température à la surface de la terre augmentera. 151