Cette page est une brève introduction au climat de notre planète Terre. Nous commençons par présenter le budget énergétique de la planète, pour ensuite en décrire la circulation atmosphérique. On peut facilement visualiser ce concept en imaginant une "pompe à chaleur" qui pompe l'air chaud des tropiques et l'amène vers les pôles. Cette introduction est divisée en cinq parties:

1. Le budget énergétique
2. La circulation atmosphérique globale
3. La circulation océanique
4. L'interaction atmosphère-océan
5. L'effet de serre

Pour un budget énergétique équilibré, les radiations reçues depuis l'espace doivent être égales aux radiations envoyées dans l'espace. Cela signifie que dans le cas de planètes orbitant autour du Soleil, les radiations solaires "entrantes" dans l'atmosphère doivent être égales aux radiations solaires "sortantes". S'il y a un déséquilibre, la planète soit se réchauffe, soit refroidit. Equilibrer le budget énergétique planétaire est un aspect fondamental du système climatique.

Considérez un rayon de soleil qui arrive sur la Terre au niveau de l'équateur, comme dans la Figure 1. Le rayon arrive pratiquement à angle droit sur la surface terrestre, donc la surface qu'il touche ("a" sur la figure) est la même que sa largeur et sa hauteur. Par contre, plus près des pôles ("b" sur la figure), le rayon arrive avec un angle différent, et la surface couverte sera plus importante, donc moins intense à un endroit donné. Cela signifie que la surface de la Terre reçoit plus d'énergie par unité de surface au niveau des tropiques, qu'au niveau des pôles. De la même façon, à midi, quand le soleil est au plus haut dans le ciel, un rayon touche une surface plus étroite qu'au même endroit en fin d'après-midi: nous ressentons donc plus la chaleur à midi que le soir.

Figure 1. Les radiatons solaires arrivent sur la Terre avec un angle différent que l'on soit aux pôles ou à l'équateur. En conséquence, l'aire couverte par le rayon sera la plus faible à l'équateur, et augmente quand on s'approche des pôles: l'aire "b" est plus importante que l'aire "a". Donc, la Terre reçoit plus de chaleur par unité de surface à l'équateur qu'au niveau des pôles.

Certaines radiations solaires (principalement l'ultraviolet, la lumière visible et les infrarouge) sont réfléchies ou dispersées directement dans l'espace par l'atmosphère; tandis que d'autres sont absorbées par la Terre (voir figure 2). Une fois la radiation absorbée, la surface terrestre ré-émet l'énergie dans une longueur d'onde plus longue, sous la forme de radiation thermique: la chaleur.

Figure 2.Le budget énergétique annuel des radiations vers ou depuis la Terre. Les nombres sont tous en W/m² (Watt par mètre carré), une unité de mesure. Pour les radiations "entrantes", 49% (168÷342) sont absorbées par la surface terrestre. Cette chaleur est retournée à l'atmosphère sous diverses formes (processus d'évaporation et de radiation thermique, par exemple). La majorité de cette chaleur dispersée est absorbée par l'atmosphère, qui le ré-émet à son tour dans toutes les directions, à la fois vers la surface et vers l'espace. Donc, une partie quitte la Terre et l'atmosphère, et une partie reste dans le système climatique terrestre. C'est ce qui conduit à l'effet de serre [Figure adaptée de Kiehl & Trenberth, 1997].

La figure 3 montre comment la distribution des radiations entrantes de l'étoile (ondes courtes) et des radiations terrestres (longues ondes) varient avec la latitude (distance depuis les pôles). Les tropiques absorbent l'énergie, puisque la quantité d'énergie solaire absorbée est plus importante que la quantité de radiations terrestres rejetées. A l'inverse, les pôles sont des émetteurs d'énergie. Cela devrait vouloir dire que les tropiques chauffent, et que les pôles refroidissent, ceci en permanence: mais ce n'est pas le cas. La Terre doit donc constamment pomper la chaleur des tropiques vers les pôles: c'est un moteur à chauffer. La circulation de l'atmosphère terrestre ainsi que les océans sont les deux principaux méchanismes de ce moteur. Ils transportent chacun à peu près autant d'énergie de l'équateur vers les pôles.

Figure 3. Les radiations à ondes courtes (provenant du Soleil) et les radiations à longues ondes (chaleur émise par la Terre) varient avec la latitude. La différence entre les deux montre que la Terre est un absorbeur net d'énergie au niveau des tropiques (énergie absorbée > énergie rejetée), et un émetteur net au niveau des pôles (énergie rejetée > énergie absorbée). Le schéma représente la variation des radiations selon la latitude (la longitude restant la même). Si vous imaginez un cercle autour du globe à chaque latitude, la radiation a été calculée en fonction de la moyenne de tous les points constituant le cercle. En effet, la variation selon la latitude est beaucoup plus intéressante que la variation selon la longitude.

La circulation atmosphérique est responsable d'environ 50% du transport de l'énergie depuis les tropiques vers les pôles. Le mécanisme est très simple: aux tropiques, l'air chaud (plus léger que l'air froid) monte dans l'atmosphère, c'est la (convection); cela réduit la pression à la surface et l'augmente en altitude. Cela force l'air à se diriger vers les pôles en haute altitude, et de la même façon, des pôles vers les tropiques en basse altitude. A mesure que l'air chaud se rapproche des pôles, les radiations solaires sont moins fortes, donc il refroidit et descend, ce qui complète la circulation.

Si la Terre ne tournait pas sur elle-même, nous verrions ce schéma très simple: l'air chaud monte au niveau des tropiques, part de l'équateur en direction des pôles, refroidit petit à petit, change de direction au niveau des hautes latitudes (près des pôles), et finalement re-circule près de la surface vers l'équateur (voir Figure 4).

Figure 4. Si la Terre ne tournait pas sur elle-même, l'air chaud des tropique monterait, puis se dirigerait vers les pôles, puis refroidirait, redescendrait et au final repartirait, froid, en direction de l'équateur. Les masses d'air se déplaceraient selon des lignes de longitudes.

Cependant, la rotation de la Terre sur elle-même complique quelque peu les choses. Pour qu'un point à la surface de la Terre fasse une rotation complète, il doit parcourir bien plus de distance s'il est au niveau de l'équateur (2 π fois le rayon terrestre, soit 6371 km), que s'il est à des latitudes moyennes; et aux pôles, il n'aurait rien à parcourir, juste tourner sur lui-même. La vitesse est définie comme la distance divisée par le temps, donc pour une rotation en 24 heures, cela signifie que la vitesse est la plus élevée à l'équateur, et baisse graduellement à mesure que la latitude augmente.

A présent, imaginez un boulet de canon tiré vers le nord depuis l'équateur. En plus de sa vitesse vers le nord, le boulet de canon a également la même vitesse vers l'est qu'a la Terre, de laquelle il a été tiré. Mais en continuant vers le nord, la Terre tourne moins vite qu'au niveau de l'équateur. On a donc l'impression que le boulet tourne vers l'est pendant son vol (comme montré sur la figure 5 ci-dessous).
Cette force est appelée l'effet de Coriolis (ou la force de Coriolis) en hommage à l'ingénieur français Gustave-Gaspard Coriolis qui l'a découverte en 1835. La force de Coriolis est la raison pour laquelle l'air (le vent!) qui voyage de l'équateur vers les tropiques dévie vers l'est, tandis que les vents proches de la surface qui viennent des pôles vers l'équateur sont déviés vers l'ouest. Au niveau des tropiques, ces vents sont connus sous le nom d'alizées.

Figure 5.Cette animation montre l'effet de Coriolis. Fixez vos yeux sur le point blanc (le père Noël, peut être), qui monte selon une ligne droite, pour un observateur (vous-même) positionné au-dessus du pôle nord. Mais selon une perspective où l'observateur serait sur Terre, le point blanc semblerait dévier vers la droite.

Dans le cas de l'atmosphère, cela signifie que le vent qui voyage vers les pôles a une vitesse vers l'ouest de plus en plus forte. Cela abouti dans les courants atmosphériques sub-tropicaux, à des vitesses atteignant régulièrement les 40m/s en haute troposphère. A de telles valeurs de vélocité, l'air devient instable, et des "vagues" se forment dans le flux d'air vers l'est. Nous ressentons cela dans les systèmes à basses pressions qui passent de temps en temps au-dessus du nord de l'Europe. Ces systèmes brassent l'air, ce qui résulte à des transports d'air chaud vers les pôles et d'air froid vers l'équateur. L'effet global est le transport de chaleur vers les pôles appelé "cellule Ferrell", qui tourne dans le sens opposé à la "cellule Hadley".

Dans les régions polaires, la circulation est similaire à la cellule Ferrell et est appelée la cellule Polaire. Elle est entraînée par l'air chaud montant, et l'air froid descendant. Les courant d'air aux latitudes moyennes se trouvent dans la haute troposphère, où les cellules Ferrell et Polaires se retrouvent.

Figure 6. Une version idéale de la circulation atmosphérique de la Terre. L'air est chauffé et monte aux tropiques, avant de descendre à environ 30° Nord et Sud dans la circulation de la cellule Hadley. A la surface, l'air vient de l'est (les alizées). Aux latitudes moyennes (entre 30° et 60°) la circulation est dominée par des tempêtes extra-tropicales, qui se manifestent par la cellule Ferrell. En hautes latitudes, la circulation habituelle (la convection) est retrouvée et est appelée la cellule Polaire. Les régions de haute et basse pression au sol sont marquées "H" (High, haut) et "L" (Low, bas) respectivement.

Vous pouvez en apprendre plus sur la circulation atmosphérique ici:

• Nuages et pluie
• Le cycle diurne
• Le cycle des saisons
• Terre et Mer
• Les tropiques
• Les latitudes moyennes
• Les régions polaires

La circulation des océans est responsable d'environ 50% du transport d'énergie depuis les tropiques vers les pôles. Comme pour l'atmosphère, la circulation s'effectue par réchauffement de la surface de l'eau au niveau des tropiques, et par refroidissement au niveau des pôles. Les courants froids voyagent vers l'équateur et les courants chaud vers les pôles. Le schéma global à l'échelle de la planète de la circulation des océans est appelée la circulation thermohaline (voir figure 15), car elle dépend de la différence de température, mais également de la salinité de l'eau. Quand l'eau s'évapore ou gèle, elle abandonne le sel qu'elle contenait, ce qui rend l'eau restante encore plus saline et donc plus dense. Par exemple, les eaux profondes de l'Atlantique Nord, sont formées par les eaux de la mer du Groënland (entre le Groënland, l'Islande, le Spitzberg et la Norvège), qui sont à la fois très froides et très salées, et donc descendent et se déversent vers l'équateur.

Tout cela signifie que la structure en trois dimensions de l'océan est très complexe et, encore aujourd'hui, peu connue. La figure 7 montre dans une vue très simplifiée comment les océans circulent à l'échelle mondiale. Pour une molécule d'eau, il faudrait un millier d'années pour compléter le circuit !

Figure 7. La circulation océanique globale (très simplifiée). Source: www.CLIVAR.org. La partie rouge des flèches représente le transport de l'eau chaude jusqu'à 1000m, et la partie bleue le transport de l'eau froide sous la thermocline.

L'océan a une capacité plus importante à stocker la chaleur que l'atmosphère, c'est-à-dire que l'océan réagit plus lentement que l'atmosphère aux changements dans la balance radiations entrantes/sortantes. Par conséquent, la température des océans change plus lentement que celle de l'atmosphère, que ce soit à l'échelle diurne, saisonnière ou climatique.

Les océans et l'atmosphère interagissent de nombreuses façons. Il peut y avoir des échanges de chaleur, d'eau, de sel entre eux.

Quand le vent souffle sur l'océan, de l'énergie est transférée du vent (qui est ralenti)
à la surface de l'eau, entraînant parfois un véritable courant océanique. L'eau peut s'évaporer plus facilement dans l'air chaud, surtout avec l'aide du vent. Lors de l'évaporation, elle libère la chaleur dans l'air. C'est une des causes qui donnent leur énergie aux ouragans.

Le sel est continuellement apporté aux océans par les rivières qui le convoient hors des continents; il contient des minéraux dissous originaires des roches au contact de l'eau, qui sont déposés au fond des océans et forment les sédiments. L'eau qui gèle ou s'évapore laisse plus de sels dans l'eau restant liquide, mais la pluie, formée d'eau douce, dilue la concentration du sel à la surface de l'océan. De plus, lorsqu'il y a beaucoup de vent, des goutelettes d'eau salée peuvent être envoyées en l'air pour former des nuages.

L'air et l'océan échangent de la chaleur en permanence. Comme l'océan a une capacité supérieure à emmagasiner la chaleur, cela met du temps pour ajuster les changements dans les radiations entrantes, et donc freine le changement de température. Cela veut dire que la surface de l'eau est généralement a une température différente que l'air qui se trouve juste au-dessus, et la chaleur est transférée entre l'océan et l'atmosphère.

Il y a de nombreux mécanismes qui compliquent les échanges. Par exemple, l'eau qui s'évapore peut se condenser dans l'atmosphère pour former des nuages. Ceux-ci réfléchissent les radiations entrantes et sortantes (c'est pour cela que les nuits nuageuses sont plus chaudes que les nuits dégagées) et déterminent donc la température à la surface de l'océan.

Au dix-neuvième siècle, différents scientifiques (dont Joseph Fourier) expliquèrent que l'atmosphère peut, comme pour une serre, retenir l'énergie qui lui est envoyée de l'extérieur. L'analogie a une serre n'est pas tout à fait exacte, mais l'image est toutefois très appropriée.

Dans les années 1860, John Tyndall expliqua que certains gaz, parmi lesquels la vapeur d'eau et le dioxyde de carbone (CO₂), n'affectent pas la lumière visible, mais absorbent les radiations de longues ondes (c'est-à-dire la chaleur). Il suggéra que ces gaz isolaient la Terre.

Le processus actuel fonctionne comme suit (voir figure 2): la lumière visible du Soleil est soit réfléchie (par les nuages, les avions...), soit passe au travers de l'atmosphère et est absorbée par la Terre, qui est alors réchauffée. La Terre renvoie des radiations (la chaleur) vers l'atmosphère, et ces radiations sont soit renvoyées dans l'espace, soit réfléchies de nouveau, car elle ont une longueur d'onde plus longue qu'au premier passage dans l'atmosphère, et peuvent être réfléchies par la vapeur d'eau, le dioxyde de carbone, le méthane et d'autres gaz présents dans l'atmosphère. Comme ces gaz et autres composants absorbent les radiations, ils s'échauffent et rejettent à leur tour des radiations dans toutes les directions. Certaines d'entre elles sont envoyées dans l'espace, d'autres sont renvoyées sur Terre.

Ce processus naturel permet à la Terre de conserver de l'eau à l'état liquide. Sans les gaz à effet de serre, la température moyenne de la Terre serait d'environ -17° Celsius, c'est-à-dire 33° de moins qu'actuellement!

Maintenant, que se passerait-il si la quantité de ces gaz augmentait ? Nous pouvons nous attendre à ce que le processus décrit ci-dessus s'intensifie. En effet, c'est exactement ce que fit le chimiste (Prix Nobel) suédois Svante Arrhenius, en 1896. En sachant comment le CO₂ absorbait les radiations de chaleur depuis la surface de la Terre, il calcula ce qu'il se passerait si la quantité de CO₂ doublait dans l'atmosphère. Il estima qu'un doublement de CO₂ entrainerait une température moyenne de la surface de la Terre de 2° C supérieure, ce que confirme les prédictions actuelles.

Cette approche, bien qu'intéressante, considère un système climatique qui n'aurait pas de systèmes de feedbacks. Un feedback (retour de force) est un processus dans lequel une radiation entrante entraîne une radiation sortante, qui elle-même entraîne une nouvelle radiation entrante, etc. Certains de ces feedbacks peuvent entraîner une annulation des effets (feedbacks négatifs), d'autres au contraire amplifient ces changements (feedbacks positifs). Comme exemple de feedback négatif, on peut citer le maintien de la température corporelle: quand vous avez trop chaud, vous transpirez pour refroidir. Un exemple de feedback positif est le larsen: quand vous approchez un micro d'un haut-parleur et que vous les reliez ensemble: le son est amplifié, vient dans le micro qui l'amplifie et le renvoie au haut-parleur qui le restitue encore plus fort...

Il existe beaucoup d'exemples de feedbacks dans le système climatique. Si l'atmosphère se réchauffe, la glace fond. La glace réfléchie beaucoup de radiations solaires, donc si elle fond, les radiations seront moins réfléchies, ce qui provoquera une hausse encore plus forte de l'atmosphère: feedback positif donc. Par ailleurs, si la quantité de dioxyde de carbone augmente, certaines plantes pousseront plus vite, et absorberont encore plus de dioxyde carbone et éventuellement diminueront sa quantité dans l'atmosphère: feedback négatif.

A cause de la complexité du système climatique, due en partie aux feedbacks, nous devons essayer de représenter le système entier de manière complète et aussi exhaustive que possible, cela pour simuler les changements possibles. Nous devons être capable de comprendre comment et où les feedbacks agissent, et quelle ampleur ils possèdent.

Vous pouvez en apprendre plus sur les feedbacks possibles à partir de l'augmentation de la quantité de dioxyde de carbone ici: :

• Dioxyde de carbone et changement climatique

Les nuages et les précipitations (pluie, neige, selon l'endroit où vous vous trouvez) se forment essentiellement là où l'air chaud et humide est contraint à monter. Pendant sa montée, il s'étend et se refroidit, et la quantité de vapeur d'eau qu'il contient diminue. Le surplus de vapeur d'eau se condense pour former des nuages de goutelettes, que nous voyons sous forme de nuages, dont certains deviendront assez grands pour tomber sur la surface sous la forme de pluie ou de neige. La figure 8 montre que les principales régions d'ascension sont les tropiques et les latitudes moyennes (autour de 50°-60°), tandis que les régions de descente, subtropiques et pôles, sont des régions sêches et arides.

Figure 8. Image satellite de nuages à 18:30 GMT le 22/04/2003. Copyright 2003 EUMETSAT.

Dans les tropiques, l'ascension est vigoureuse et d'énormes cumulonimbus (nuages à l'origine des orages) se forment, atteignent 10km de haut et se regroupent sous forment de paquets, ce qui est visible sur la figure 8, ou les tropiques sont clairement marqués par ces points blancs qui forment des lignes. Ils se forment en général au-dessus des océans, puisqu'il y a là une source d'eau chaude qui s'évapore. Malgré tout, dans les latitudes moyennes, l'ascension est plus localisée et moins profonde, ce qui provoque des cumulus plus isolés et moins puissants.

Si vous regardez la figure 9, vous pouvez observer le déroulement quotidien du réchauffement et du refroidissement au-dessus de l'Afrique et de l'Europe. Les parties les plus chaudes de la surface se déplacent vers l'ouest pendant la journée. Vous pouvez également constater que la température de surface de l'océan ne varie pas du tout avec la même amplitude que le fait les surfaces terrestres à côté (côtes de l'Afrique), puisque l'océan met plus de temps à se réchauffer et se refroidir.

Figure 9. Intervalles horaires, sur une journée entière, tirés du modèle ClimatePrediction.net. Vous pouvez constater les variations de température beaucoup plus importants sur terre que sur les océans.

Le cycle des saisons dans l'atmosphère vient du fait que l'axe de la Terre n'est pas à angle droit par rapport au Soleil (l'axe de rotation est en effet à 23° de la perpendiculaire). Cela veut dire qu'à différents instants pendant l'année, des latitudes différentes vont recevoir le plus de radiations. Aux équinoxes, le Soleil envoie plus de radiations à l'équateur; au solstice de juin, les plus fortes radiations sont au niveau du tropique du Cancer; au solstice d'hiver, au niveau du tropique du Capricorne. En juin, juillet et août (l'été dans l'hémisphère nord), l'hémipshère nord est plus chaud que l'hémisphère sud. Ces mois ne sont pas symétriques pour les solstices (par exemple, on ne parle de saison pour novembre, décembre, janvier) car il faut un temps au système climatique pour se réchauffer ou se refroidir.

Figure 10. En l'espace d'un an, vous constatez les changements de température mois par mois toujours à 12:30. Vous pouvez observer les ITCZ (définition plus bas, là où se trouvent les plus hautes températures) osciller entre les tropiques du Cancer et du Capricorne.

Le cycle des saisons a de nombreux effets sur le climat. Sur la figure 10, vous devriez voir les
ITCZ qui poussent vers le nord ou vers le sud avec les saisons, associés à la circulation atmosphérique habituelle. Il y a des effets à plus larges échelles, comme les moussons, ou les cyclones tropicaux qui ont lieu uniquement quand les océans sont les plus chauds, à la fin de l'été.

La distribution des terres et des mers modifie l'image assez simple que l'on peut se faire de la circulation globale; la terre chauffe et refroidit plus vite que l'eau, ce qui provoque les moussons en Asie, et à une échelle plus modeste, les brises au-dessus des océans. (Ces brises sont des phénomènes communs sur les côtes, où les vents soufflent depuis la mer le jour, et depuis les terres la nuit.) La présence des continents casse la circulation de l'eau, la présence des montagnes dévie les nuages et les flux d'air (par exemple, l'Himalaya affecte le schéma des moussons), tandis que les précipitations sont déterminées en grande partie par les contrastes terre-mer, masses continentales, importance des montagnes...

Il y a moins de terres dans l'hémisphère sud que dans l'hémisphère nord, et la circulation atmosphérique s'en trouve simplifiée.

Les tropiques, définis comme la région entre le tropique du Cancer et celui du Capricorne, ont un climat dominé par une convection de grande ampleur associée à une "Inter-Tropical Convergence Zone", appelée ITCZ. Cela change selon les saisons, c'est-à-dire selon la latitude qui est la plus proche du Soleil. Durant les équinoxes, le soleil est le plus près de l'équateur; au solstice de décembre c'est au niveau du tropique du Capricorne, et au solstice de juin c'est au tropique du Cancer. C'est au niveau des ITCZ que l'on trouve l'ascension d'air chaud associée à la formation des cumulonimbus la plus rapide. Ceux-ci sont souvent la source de pluies violents et d'orages dans les tropiques.

Le climat tropical est généralement chaud et humide, et varie moins en température que les climats extra-tropicaux. D'un autre côté d'autres phénomènes climatiques, comme les précipitations et les vents, se déclenchent régulièrement, par exemple les moussons.

Les phénomènes climatiques les plus dramatiques au niveau des tropiques sont les cyclones tropicaux: appelés ouragans dans l'Atlantique, les Caraïbes et le Pacifique Est, cyclones dans l'océan indien et typhons dans le Pacifique Nord. Ce sont des systèmes à basse pression, sur environ 200-2000km , avec des vents dépassant les 120 km/heure. Ils consistent en des cumulonimbus profonds, jusqu'à 12 km de haut, qui tourne autour d'un oeil central où l'air descend. Ils se forment dans les océans tropicaux chauds, mais ne peuvent se former entre +5° et -5° autour de l'équateur, car la force de
Coriolis est alors trop faible. Ils s'afaiblissent rapidement au-dessus des terres puisque coupés de leur source d'eau chaude.

Figure 11. Hurricane Lili, 2/10/2002 dans le Golfe du Mexique.

Le modèle que nous utilisons n'est pas très efficace pour produire des ouragans, car la grille est trop "brute" pour que de tels phénomènes puissent opérer.

La mousson est un autre phénomène important du climat tropical, car elle nait des différences terre/ mer differences et des saisons. Les masses continentales refroidissent et se réchauffent plus vite que les océans car leur capacité à absorber la chaleur est plus faible. En hiver par exemple, l'air au-dessus des continents est plus froid que l'air au-dessus des océans. Ce sont les mêmes processus qui provoquent la circulation atmosphérique, qui commence par une ascension au-dessus des océans, une descente au-dessus des continents, et à la surface les flux descendent des continents vers les océans. En été, l'inverse se produit. Les vents contraires sont appelés moussons (le mot vient du mot arabe pour saison, mausim), et affectent essentiellement l'Océan Indien et le Pacifique Tropical Ouest. Les moussons sont affectées par l'orographie (la forme de la surface terrestre, par exemple l'Himalaya), ce qui constitue un schéma météo compliqué dans toute la zone d'Asie du sud-ouest.

Les latitudes moyennes (entre 30°-60°) sont dominées par les phénomènes climatiques qui se forment quand la cellule Hadley devient instable et se divise en une multitude de petits systèmes qui alternent basses et hautes pressions. C'est sur les régions qui en sont affectées que naissent les tempètes. Dans l'hémisphère sud, cette zone est répandue tout autour du globe, puisqu'il y a peu de terres. Par contre, dans l'hémisphère nord, ces zones se situent uniquement au-dessus des océans: car la friction est plus importante au niveau du relief inégal des terres, et freine tout vent qui s'y promène. La figure 12 montre la formation de tempètes au-dessus de l'hémisphère nord.

Figure 12. Zones de naissance des tempètes en hiver, dans l'hémisphère nord (moyenne de décembre, janvier, février entre 1979 et 1997). La quantité indiquée est la mesure de l'énergie cinétique dans l'air associée avec les tempètes. Les données sont celles de ERA15.

Le climat des latitudes moyennes est hautement saisonnier: plus chaud quand le soleil est haut dans le ciel (voir figure 1), au moment du solstice d'été. Il est aussi gouverné par des schémas terre-mer: la Grande-Bretagne est plus chaude que la plupart des autres zones de la même latitude, grâce à l'énergie transportée vers les pôles par le Courant Nord Atlantique et les vents d'est. Ce climat a enfin également un aspect saisonnier moins important que la Sibérie (par exemple), car il est entouré par l'eau qui réagit plus lentement aux variations des radiations solaires.

Les régions polaires sont celles qui reçoivent le moins de radiations solaires. A l'intérieur des cercles polaires arctiques et antarctiques, la nuit est totale une partie de l'année. La calotte glaciaire elle-même provoque un feedback important, puisqu'elle est très réflective: les radiations solaires entrantes sont rejetées dans l'espace avant d'être absorbées (figure 2). La glaciation de l'eau autour de la calotte glaciaire est un phénomène très important qui contrôle la circulation thermo-haline..

Il y a très peu de pluie ou de neige dans les régions polaires, à cause de l'air qui descend en abondance (voir figure 6). En hiver, il fait sombre et très froid en permanence. En été, il y a de la lumière en permanence et il ne fait pas si froid !

Le climat planétaire est en constante évolution, et réagit aux variations des radiations solaires, aux reliefs des continents, à la quantité de poussières dans l'atmosphère, à sa composition chimique et encore à bien d'autres facteurs.

L'un de ces facteurs dont on pense qu'il affecte la température de la surface terrestre est la quantité de dioxyde de carbone dans l'atmosphère. Le dioxyde de carbone est un gaz à "effet de serre". Cela signifie qu'il ne renvoie pas beaucoup de radiations dans l'espace, mais qu'il absorbe beaucoup de radiations qui viennent de la Terre (c'est-à-dire les longues ondes, la chaleur) et les renvoient vers la Terre en réchauffant l'atmosphère.

Depuis 200 ans et la révolution industrielle, la concentration de dioxyde de carbone dans l'atmosphère ne cesse d'augmenter; la cause principale est la consommation de carburants fossiles (comme le pétrole). Un autre facteur est celui de la déforestation. La figure 13 montre la concentration de dioxyde de carbone sur les 1000 ans passés (les données viennent de la glace des pôles, de mesures directes récemment... si vous êtes intéressés la-dedans vous pouvez lire "The two-mile time machine" par Richard B. Alley) et différentes estimations pour les 100 prochaines années, selon notre réaction aux législations sur les émissions de carbone. Les deux marques sont celles de la concentration standard, et du double de CO₂ utilisées dans le projet climateprediction.net.

Figure 13. La concentration atmosphérique de CO₂ en ppm (à gauche), mesurée sur les 1000 ans passés et estimée pour les 100 ans futurs (à droite). Source: IPCC Third Assessment Report. Les concentrations de CO₂ utilisées dans le projet climateprediction.net: 282ppm et 564ppm (elles sont marquées sur les schémas).

Les scientifiques ne savent pas exactement comment le système climatique planétaire va répondre à de tels changements dans la concentration du dioxyde de carbone et aux autres changements dans la composition de l'atmosphère.

Figure 14. La structure de l'atmosphère. L'air monte dans la zone ITCZ (Zone InterTropicale de Convergence) jusqu'au sommet de la troposphère, puis est envoyée vers les pôles. Les courants d'air se trouvent juste sous la tropopause (qui sert d'interface entre la troposphère et la stratosphère), là où convergent les cellules Hadley et Ferrell. Vous pouvez également voir les régions de basses et hautes pressions. Dans la stratosphère, l'air est bien plus stable et moins mélangé que dans la troposphère.

Figure 15. Modèle simplifié de la circulation Thermohaline des océans. Sous la surface chaude et mélangée se trouve la thermocline; une zone où la température baisse rapidement, proportionellement à la profondeur. Encore plus bas se trouve l'océan froid, stable et profond.