(orages au dessus du Brésil-photo NASA)

Les propriétés radiatives des micro gouttelettes d'eau liquide (ou de glace), contenues dans les nuages, leur confèrent des propriétés de diffusion et d'absorption du rayonnement électromagnétique très puissantes.

diffusion du rayonnement solaire incident

La diffusion de la lumière visible qui rencontre les gouttelettes entraîne la réflexion d'une partie significative du rayonnement solaire visible, vers l'espace.

Ce phénomène est à l'origine de l'albédo des nuages qui représente une part importante de l'albédo total terrestre.

La valeur de 0.31 de ce dernier signifie que 31% du rayonnement solaire incident est réfléchi vers l'espace, soit un flux de 106 W/m2.

La part des nuages  dans ce flux réfléchi varie selon les auteurs.

de 48W/m2 (Liou ) à 69 W/m2 (Salby) en passant par 79 W/m2 pour atmosphère+nuages (Trenberth).

absorption du rayonnement infrarouge terrestre

L'eau liquide ou solide absorbe fortement le rayonnement IR terrestre.

En conséquence les nuages ont une épaisseur optique généralement très importante et donc une émissivité IR voisine de 1.

Seuls les nuages de glace, très ténus, de la haute troposphère (cirrus par exemple) ont une émissivité, tout de même non négligeable, de l'ordre de 0.5.

détermination du forçage radiatif de différents types de nuages

Nous calculons le forçage en comparant les flux nets TOA (Top of Atmosphere) avec (Fc) et sans nuages (Fwc), en SW (rayonnement solaire visible) et en LW (rayonnement IR terrestre)

On a :

RFc _SW = Fc _SW - Fwc _SW

et

RFc _LW = Fc _LW - Fwc _LW

RF tot = RFc _SW + RFc _LW

modèle radiatif simplifié

Nous envisageons ici une atmosphère totalement transparente dans laquelle nous plaçons des nuages de différents types  à différentes altitudes.

Nous considérons un gradient vertical de température fixe égal au gradient vertical moyen terrestre soit -6.5K/km.

bilan SW TOA

Lorsque l'on place un nuage d'albédo α_c au dessus d'une surface d'albédo α_s, le rayonnement visible subit une première réflexion au sommet du nuage tandis que la partie qui le traverse subit une série de réflexions transmissions telles que figurées ci-dessous.

On démontre assez facilement que:

où S = flux solaire incident

bilan LW TOA

on a:

où

σ = constante de Stefan-Boltzmann = 5.67 10^-8J.s^-1.m^-2.K^-4

ε_c = émissivité du nuage

application du modèle à différents types de nuages

Les caractéristiques d'albédo et d'émissivité des nuages sont issues de "An introduction to atmospheric radiation Liou 1999" (AIAR dans la suite de l'article)

les dimensions (hauteur épaisseur) ainsi que les surfaces couvertes sont issues de la littérature disponible à ce sujet, comme par exemple l'ISCCP.

Les résultats sont rassemblés dans le tableau et la figure ci-dessous.

Il apparaît que les nuages bas, à fort albédo et forte émission IR vers l'espace, exercent un forçage fortement négatif, tandis, qu'à l'inverse, les nuages très hauts, comme les cirrus, exercent un forçage fortement positif.(très faible albédo pour une émissivité significative)

Les premiers refroidissent donc fortement la surface alors que les seconds la réchauffent.

Si on pondère les RF totaux par les surfaces on obtient un RF global de -29W/m2 pour une surface totale de 66% de la surface terrestre.

Toutefois, comme les nuages, assez souvent, se recouvrent, la surface réelle couverte de nuages est de l'ordre de 50% et le RF devient -22W/m2, pour une valeur indiquée dans l'AIAR de -17 W/m2.

Notons toutefois qu'il n'a pas été tenu compte du fait que l'atmosphère, en ciel clair, était non transparente aux IR et au rayonnement solaire (absorption UV par O3 et O2, IR par GES et VE, SW par GES et VE) et nous retiendrons donc le principe plutôt que les valeur exactes.

forçages radiatifs s'appliquant sur les nuages et sur la surface

Il est intéressant de connaître la valeur des forçages entre la base et le sommet d'un nuage, ainsi qu'à la surface.

l'exemple ci-dessous permet de se représenter facilement les choses.

Il suffit de soustraire les flux à un endroit donné avec et sans nuage.

Il faut rappeler que le forçage radiatif s'entend comme la variation instantanée de flux toutes choses étant égales par ailleurs c'est-à-dire avant toute modification des paramètres du système (T, pression,etc)

Nous avons choisi un nuage moyennement bas.

Le flux TOA est négatif, ce qui signifie que le système (atmosphère + surface)  va se refroidir.

Voyons maintenant ce qui se passe au niveau du nuage.

Le flux net au sommet est très fortement négatif alors qu'à la base il est positif.

On conçoit qu'un tel système soit peu stable et déclenche des mouvements de convection à l'intérieur du nuage lui-même (boucle noire) et à l'extérieur.

Ces mouvements peuvent d'ailleurs entraîner la coalescence des micro gouttelettes et par conséquent des précipitations.

Ils peuvent entraîner aussi un apport d'air sec du dessus du nuage et provoquer la vaporisation des gouttelettes.

Globalement le nuage bas se refroidit, ce qui finit par entraîner une instabilité de l'atmosphère sous le nuage et une évacuation du flux de surface sous forme de convection.

La surface va donc finir par se refroidir également.

Un nuage très élevé, par contre, se réchauffe, et les micro cristaux de glace qui le composent finissent par se sublimer, ce qui raccourcit la durée de vie de ce genre de nuage.

Tout cela est bien sûr plus complexe et nous n'irons pas plus loin dans les conséquences de ces forçages.

Rappelons simplement que, lorsqu'il y a un forçage TOA de +/-100 W/m2 par exemple, il faut que la température du système monte/baisse de plusieurs dizaines de degrés pour avoir, de nouveau, l'équilibre.

influence du réchauffement climatique sur les nuages

La variation des forçages en fonction de leurs différents types implique que l'on se préoccupe fortement de l'influence du réchauffement climatique sur les changements de structure et de variété des nuages.

On cherche donc à déterminer la valeur de la rétroaction "nuages", partie prenante de la rétroaction "vapeur d'eau".

Inutile de dire que l'on ne peut répondre facilement à un problème aussi complexe qui fait intervenir de très nombreux paramètres, tant microscopiques (taille des micro gouttelettes par exemple) que macroscopiques (circulation atmosphérique, évolution du gradient, etc. )

Dans un prochain chapitre nous irons plus loin dans la compréhension de la formation des micro gouttelettes dans les nuages et du phénomène des précipitations.