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Changement climatique : fondements, impacts, réponses
Partie 1 : fondements
1. système terre et climat : introduction
1.1. système terre
système formé d’enveloppe en interaction complexes les unes avec les autres
le système ouvert du point de vue énergétique
Les enveloppes fluides (océan, atmosphère, glaces) ont des
temps de réponse compatibles avec les activités humaines
Stratosphère : mois-années
Troposphère : 6-10 jours
Glaces : 10 -1000 m/an
Océan  courants 10-1000m/an
1.2. météorologie vs climatologie
Météorologie est l’étude des phénomènes atmosphériques tels que les champs de pression, les
vents, les nuages, les précipitations. A pour but de comprendre la formation et l’évolution à
court terme.
Climatologie est l’étude du Climat, c’est-à-dire la succession des conditions météorologiques
sur de longues périodes dans le temps (long terme).
La climatologie et la météorologie ne se basent pas sur les mêmes calculs.
(La climatologie se base sur des calculs statistiques)
1.3. bilan énergétique globale de la Terre

Constante Solaire : Quantité d'énergie fournie par unité de temps et de surface localisée à la
limite supérieure de l'atmosphère et orientée perpendiculairement au rayonnement solaire :
 Distance Terre-Soleil = 149.5 106 km
 1.37 kW/m2 (kJoules/sec. m2)
 1.94 cal/cm²/min
Flux entrant sur le globe
(Constante solaire moyenne*surface d’un cercle /surface d’une sphère)
1.3.1. devenir du rayonnement solaire
1.3.1.1. réflexion diffuse
Flux entrant : 342 W/m²
Réflexion diffuse : 77W/m² soit 22,5% (quantité de rayonnement réémise /342W/m²)
: via les nuages, les aérosols et l’atmosphère.
: conserve les longueurs d’onde (il n’y a pas de transformations du
rayonnement en chaleur)
Les longueurs d’onde courte (violet, bleu) sont principalement affectées par ce
processus
« L'atmosphère terrestre diffuse les rayonnements provenant du soleil, d'autant plus que leur longueur d'onde est
courte (ce qui correspond, dans le spectre visible, aux couleurs proches du violet). »
(Wikipédia)
1.3.1.2. absorption par l’atmosphère
Valeur moyenne lié aux
fluctuations de saison
m²Watt 342.5
R²4
πR²
x
m²
Watt
1370 

Des gaz (O3, CO2, CO, HO2,…) interceptent le rayonnement solaire principalement dans le visible et
l’infrarouge) et le transforment en chaleur*
Exemple :
3 O2 + (2)O + UV (2)O + 2 O3 + Chaleur
(représente 3% de l’énergie incidente)
HO2, CO2, O3 représente 17% de l’énergie incidente
*le phénomène est responsable de l’augmentation
de la température de l’atmosphère au niveau de la
stratopause
1.3.1.3. réflexion et absorption par la surface de la Terre
rappel : albédo : énergie réfléchie/énergie incidente
L’absorption est la plus efficace au niveau des océans (0.05-0.1) que des continents
L'océan absorbe plus de rayonnement solaire car il répartit sur une couche plus épaisse (1 à 10m)
L'absorption par l'océan est fonction de la longueur d’onde. Il absorbe d'abord le rouge, puis le bleu-
vert (océan bleu)
Les variations diurnes sont moins marquées dans l'océan (0.1°c) que sur le continent (effet du couvert
nuageux)
L’absorption par surface du sol (albédo faible !) 49%
1.3.1.4. restitution énergétique par la surface de la Terre – chaleur sensible,
chaleur latente, rayonnement tellurique
l’énergie absorbée par la Terre est restituée sous trois formes
chaleur latente : sert à changer d’état : condensation, évapotranspiration 23%
chaleur sensible : sert à augmenter la chaleur d’un corps conduction réchauffe l’atmosphère au niveau
de la troposphère et stratopause
rayonnement tellurique : rayonnement dans l’infrarouge lointain (rayonnement du corps noir : la
Terre aurait une T° de 15°C) 114% (réémet 390W/m² pour 342 entrant)
Dans l’atmosphère, le rayonnement est :
- renvoyé vers l’espace : 11.7% L’atmosphère est transparente aux longueurs d’ondes entre 8 et 10
10- 6 m
- absorption et réémission par l’atmosphère : 57%
- effet de serre : 95% les gaz à effet de serre (eau CO2, CH4, N2O, O3) renvoi le rayonnement vers la
Terre réabsorption par la surface du sol et renvoi vers l’atmosphère (contribue à la production de
chaleur sensible  réchauffement)
1.4. répartition latitudinale du flux énergétique solaire et implications

Energie solaire reçue en fonction de la latitude et du jour de l'année (watt/m²) 
Excédent d’énergie aux basses latitudes (0-35°) (la quantité d’énergie reçue varie avec la terre en
fonction de l’inclinaison de la Terre) et déficit aux hautes latitudes (35-90°)
Transfert de compensation s’effectue via la circulation atmosphérique et océanique
1.4.1. équilibrage par transfert de chaleur latente atmosphérique
Aux basses latitudes (excès de chaleur) l’eau des océans s’évapore (chaleur latente), s’élève jusqu’à
une altitude de 10-15 km (tropopause où la température recommence à augmenter) ou elle se condense
et forme des nuages (équilibre entre la T° ambiante et la T° du nuage)
la force de Coriolis a pour effet de déviation une masse vers la droite
dans l’hémisphère nord et vers la gauche dans l’hémisphère sud.
Formation d’une zone de haute pression en région tropicale engendre
la subsidence de la masse d’air.
Quand celle-ci touche la surface du sol, elle se déplace soit vers le sud
et vers la droite (force de Coriolis) et forme le courant des alizés
Soit vers le nordet vers la gauche : courant d’ouest. La masse d’air
qui se dirige vers le pole se condense au contact des masses d’air
polaire entrainant la formation de pluie et la redistribution de la chaleur
dans les zones déficitaires.
Entre les tropiques dominent des vents d'est réguliers et constants, les alizés. Très chauds et secs,
ils peuvent se charger d'humidité après de longs parcours océaniques. Les alizés du Nord-Est de
l'hémisphère Nord et du Sud-Est de l'hémisphère Sud convergent l'un vers l'autre et forcent l'air à
s'élever dans la région équatoriale. Les régions équatoriales constituent donc une zone de basses
pressions. Les masses d'air humide soulevées par la convergence génèrent des nuages de type
cumulonimbus et des précipitations intenses.

A la tropopause, vers 15 km d'altitude, ces masses d'air qui ont perdu une grande partie de leur
humidité sous forme de précipitations, divergent et finissent par redescendre aux latitudes 30°. Lors
de cette subsidence, l'air se réchauffe (adiabatique) et son humidité relative diminue : les
précipitations sont donc fortement ralenties. Les régions subtropicales ont donc un régime
anticyclonique, générateur d'un climat chaud et sec : c'est là que l'on retrouve la ceinture des grands
déserts, tant dans l'hémisphère Nord que dans l'hémisphère Sud.
Le contact entre les zones anticycloniques tropicales et la dépression équatoriale est à l'origine des
alizés cités plus haut.
Ces boucles de circulation forment les cellules de Hadley.
Dans les régions polaires, l'air froid et lourd subside et entretient au sol des hautes pressions. Ces
masses d'air froid divergent au sol vers les latitudes tempérées. Les océans traversés cèdent une
partie de leur réserve énergétique et de leur humidité. La température de l'air augmente donc,
provoquant une ascendance. Un système de basses pressions s'installe progressivement vers 60° de
latitude. La cellule d'air polaire donne naissance à une dépression.
En altitude, la convergence vers le pôle boucle la circulation au sein de la cellule polaire ainsi créée.
1.4.2. équilibrage par circulation océanique thermohaline globale
La circulation thermohaline est la circulation permanente à grande échelle de l'eau des océans
engendrée par des écarts de température et de salinité des masses d'eau. La salinité et la température
ont un impact sur la densité de l'eau de mer. Les eaux, refroidies et salées plongent au niveau des
hautes latitudes (Norvège, Groenland, ...) et descendent vers le sud à des profondeurs comprises entre
1 et 3 km. Elles sont réchauffées sous les Tropiques, et remontent alors à la surface, où elles se
refroidissent, et ainsi de suite. On estime qu'une molécule d'eau fait le circuit entier en environ 1000
ans. La circulation thermohaline a un impact aujourd'hui mal mesuré sur le climat.