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Partie 1 · Les climats de la planète Terre
Les climats de la planète Terre
Partie 1 · Les climats de la planète Terre
Qu'est-ce que le climat ?
Le climat se réfère à la moyenne des conditions météorologiques, telles que la température, l'humidité, la pression atmosphérique, le vent, les précipitations, et d'autres variables, sur une période de temps prolongée, généralement sur une échelle de plusieurs décennies à des millénaires. Le climat donne une idée de ce à quoi on peut s'attendre en termes de conditions météorologiques dans une région donnée à long terme.
Les principaux éléments qui définissent le climat comprennent :
- la moyenne des températures diurnes et nocturnes sur une période prolongée, généralement mensuelle ou annuelle ;
- la moyenne des précipitations sous forme de pluie, de neige, de grêle, etc., au fil du temps ;
- la quantité de vapeur d'eau présente dans l'atmosphère, souvent mesurée par l'humidité relative ;
- la pression atmosphérique (force exercée par l'atmosphère sur une unité de surface) qui influence les conditions météorologiques ;
- la vitesse et la direction du vent, qui sont influencées par les différences de pression atmosphérique.
Attention, le climat n'est pas la météo ! La météo correspond à l'état de l'atmosphère à un moment donné (ex : « Aujourd'hui, il fait ensoleillé. La température moyenne est de 15 °C durant la matinée et 17 °C dans l'après-midi. Demain, les météorologues annoncent une pluie légère »). La météo correspond au temps qu'il fait ou qui est prévu à court terme. Le climat correspond au temps qu'il devrait faire au regard des relevés météorologiques historiques. Il est défini par les normales de paramètres atmosphériques (température, précipitations, pression…) relevées en une région donnée.
Les normales sont des conditions moyennes calculées à partir des relevés journaliers, sur une période de temps suffisamment longue (10, 20 ou 30 ans) pour être statistiquement fiable. Les normales sont présentées dans des tables ou sous forme de diagrammes. Le diagramme le plus connu est le diagramme ombrothermique (ou climatogramme). Il montre les moyennes mensuelles de la température (courbe rouge) et des précipitations (bâtons bleus).
Le climat est défini comme étant la distribution statistique des paramètres de l'atmosphère terrestre, tels que la température, l'humidité et les précipitations, dans une région donnée, pour une période donnée (environ 30 ans).
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Exemple du climat des villes de Californie
Sur les diagrammes climatiques de plusieurs villes californiennes, les courbes de températures ont un aspect en cloche avec des maximales en été et des minimales en hiver, ce qui est caractéristique des climats tempérés. À l'inverse, les précipitations sont maximales en hiver et minimales en été. Les amplitudes de températures sont plus fortes à Sacramento et plus faibles à San Francisco et à Los Angeles. Ceci est dû à la plus grande proximité de l'océan qui agit comme un régulateur thermique : il stocke la chaleur durant les journées chaudes et la restitue durant les journées plus froides, ce qui atténue les différences saisonnières. À l'inverse, Sacramento présente une continentalité plus marquée.
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Les déterminants climatiques
Le climat dépend de paramètres physiques. Le premier est la quantité moyenne annuelle d'énergie solaire reçue, qui varie selon la latitude. Chaque année, la Terre reçoit en moyenne 340 W/m² d'énergie solaire. Il existe néanmoins de grandes disparités entre les régions. Ceci est lié à la courbure de la surface terrestre : ainsi les régions tropicales sont plus chauffées que les régions polaires. On parle de chauffage différentiel. Ce chauffage différentiel est à l'origine des saisons, de la zonation des climats (c'est-à-dire de leur répartition quasi symétrique autour de l'équateur) et de la circulation de l'air et de l'océan.
La proximité des océans a son importance. L'océan réduit les différentiels de température saisonniers et, par son interaction avec l'atmosphère, crée des conditions particulières (brise de terre / brise de mer, humidité plus élevée). Les courants marins apportent chaleur ou fraîcheur aux zones continentales adjacentes : le Gulf Stream, courant chaud, tropicalise les côtes de Floride et des Carolines ; le courant du Labrador, qui longe les côtes canadiennes, le Maine, le Massachusetts et New York, refroidit ces régions. À plus petite échelle, cours d'eau et lacs peuvent créer un microclimat local.
Enfin, le relief joue un rôle essentiel. La température tend à diminuer avec l'altitude, et le relief interagit avec les vents : les versants au vent tendent à être plus humides et ceux sous le vent plus secs (effet d'abri).
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La répartition des biomes
La répartition des biomes sur la Terre est étroitement liée aux zones climatiques. Les biomes, qui sont des écosystèmes caractérisés par des types spécifiques de végétation et d'animaux, se forment en réponse à des conditions climatiques particulières.
La principale variable climatique influençant la répartition des biomes est la température, mais d'autres facteurs comme les précipitations, l'humidité, la lumière du soleil et la topographie peuvent également jouer un rôle significatif.
La température est un facteur clé qui détermine la distribution des biomes. Elle varie généralement en fonction de la latitude, avec des températures plus élevées près de l'équateur et des températures plus basses vers les pôles. Cette variation influence directement les types de végétation et d'animaux qui peuvent prospérer dans une région donnée :
- Équateur : les régions proches de l'équateur, où la température est généralement élevée toute l'année, sont propices aux biomes tels que la forêt équatoriale.
- Latitudes moyennes : avec des saisons distinctes de chaleur et de froid, elles favorisent des biomes tels que les forêts tempérées.
- Pôles : les régions polaires, caractérisées par des températures très basses, soutiennent des biomes comme la toundra.
Les précipitations jouent également un rôle crucial : les zones à précipitations très faibles (déserts) sont adaptées aux organismes résistants à la sécheresse ; les régions à précipitations abondantes soutiennent les forêts tropicales ; les zones à précipitations modérées donnent des steppes ou des prairies. L'humidité, souvent liée à la proximité de l'océan, favorise les forêts pluviales sur les côtes, tandis que les régions plus continentales à saison sèche prononcée donnent lieu à des savanes.
En résumé, les conditions climatiques déterminent la disponibilité de l'eau, la durée des saisons et les extrêmes de température, ce qui à son tour influe sur la composition des écosystèmes dans une région. La compréhension de ces relations entre les climats et les biomes est cruciale pour prévoir les changements écologiques résultant des variations climatiques ou des perturbations causées par les activités humaines.
Partie 1 · Les climats de la planète Terre
La classification de Köppen
La classification des climats développée par le climatologue allemand Wladimir Köppen au début du XXᵉ siècle est l'une des méthodes les plus utilisées pour catégoriser les différents types de climats dans le monde. Cette classification se base principalement sur des critères climatiques tels que la température et la précipitation.
Les grandes catégories sont les climats tropicaux (A), tempérés (C), polaires (E) et arides (B), chacune subdivisée selon des critères plus spécifiques. Les climats tropicaux (A) comprennent l'équatorial (Af), la mousson (Am) et la savane (Aw). Les tempérés (C) incluent l'océanique (Cfb) ; les continentaux (D) présentent de fortes variations saisonnières. Les arides (B) regroupent le désertique (BW) et le semi-aride (BS). Les polaires (E) incluent la toundra (ET) et le climat polaire (EF).
Cette classification fournit une base essentielle pour comprendre la diversité climatique mondiale, ses implications sur la végétation, la biodiversité et les activités humaines. Elle facilite également les études géographiques, environnementales et météorologiques en permettant une comparaison systématique des climats à travers le monde.
Partie 2 · Les climats du passé
Les successions glaciaires-interglaciaires
La paléoclimatologie a pour but de reconstituer l'histoire du climat et d'en comprendre les mécanismes. Ceci est possible car les conditions climatiques ont une influence sur les matières et sur les êtres vivants : les roches, les fossiles, les sédiments, les glaciers ou encore les coraux renferment de précieuses informations sur les conditions climatiques passées.
Les études paléoclimatiques ont révélé l'existence de variations climatiques importantes au cours des derniers millions d'années, avec des périodes de glaciation étendue alternant avec des périodes plus chaudes. Au cours de ces successions, les calottes polaires ont avancé et reculé, influençant les niveaux des océans et les habitats. Une ère glaciaire est une période caractérisée par une extension significative des calottes glaciaires et des glaciers, et des températures globalement plus basses. Au sein d'une grande ère glaciaire se produisent plusieurs cycles glaciaires-interglaciaires, d'une durée de quelques milliers à plusieurs dizaines de milliers d'années.
La plus récente est l'ère quaternaire, débutée il y a environ 2,6 millions d'années ; nous vivons actuellement une période interglaciaire, l'Holocène, débutée il y a environ 11 700 ans. La dernière glaciation (Würm ou Wisconsin) a commencé il y a environ 115 000 ans et culminé il y a environ 20 000 ans. Elle a fortement marqué l'Europe centrale et septentrionale, où les glaciers alpins ont façonné le paysage (moraines, cirques glaciaires).
Le climat de l'Europe il y a 20 000 ans
- Les températures moyennes annuelles étaient inférieures d'environ 10 °C par rapport aux températures actuelles.
- Les précipitations étaient également beaucoup moins abondantes.
- Le sous-sol était gelé en permanence (pergélisol).
- L'eau stagnait en surface et des zones marécageuses se formaient en belle saison.
- Le niveau de la mer était 120 m plus bas qu'aujourd'hui.
Les conditions glaciaires ont considérablement influencé la distribution des espèces. Les organismes adaptés au froid, tels que les mammouths laineux et les bisons steppiques, étaient répandus, tandis que les forêts étaient limitées : le biome dominant était la toundra.
Partie 2 · Les climats du passé
Les cycles de Milankovitch
Les cycles de Milankovitch désignent une série de variations périodiques dans les paramètres orbitaux de la Terre, qui influencent le climat à long terme. Formulés par le mathématicien et astronome serbe Milutin Milankovitch au début du XXᵉ siècle, ils reposent sur trois paramètres :
- Excentricité orbitale : forme de l'orbite (d'une ellipse allongée à un cercle), cycle d'environ 100 000 ans ;
- Inclinaison (obliquité) axiale : angle de l'axe de rotation, cycle d'environ 41 000 ans ; une inclinaison plus élevée accentue les saisons ;
- Précession des équinoxes : orientation de l'axe de rotation, cycle d'environ 26 000 ans.
Ces cycles affectent la distribution saisonnière de l'énergie solaire à la surface de la Terre, influençant précipitations, calottes glaciaires et alternances glaciaires-interglaciaires. D'autres facteurs (gaz à effet de serre, activité solaire, rétroactions) modulent aussi le climat terrestre.
Partie 2 · Les climats du passé
Les témoins paléoclimatiques
Un témoin ou proxy climatique est une archive naturelle qui permet d'obtenir des informations sur les conditions climatiques passées, en enregistrant des variations de composition, de structure ou de propriétés physiques en réponse aux changements climatiques. Chaque proxy possède ses caractéristiques et ses limites, mais tous permettent de remonter bien avant les enregistrements météorologiques officiels, de valider les modèles et de contextualiser les tendances actuelles.
L'étude des moraines et la théorie des âges glaciaires
À la fin du XVIIIᵉ siècle, le géologue Horace Bénédicte de Saussure (1740-1799) observe la curieuse présence de dépôts glaciaires dans le fond d'une vallée des Alpes, à des altitudes où ils ne se trouvent habituellement pas ; il émet l'hypothèse que les glaciers ont diminué de volume par rapport à une époque antérieure. En 1840, Louis Agassiz propose que l'étendue des glaciers a fluctué sur de longues périodes, les moraines se déposant dans le fond des vallées lors d'un recul des glaciers associé à un réchauffement.
« L'apparition de ces grandes nappes de glace a dû entraîner à sa suite l'anéantissement de toute vie organique à la surface de la terre. Le sol de l'Europe, orné naguère d'une végétation tropicale et habité par des troupes de grands éléphants, d'énormes hippopotames et de gigantesques carnassiers, s'est trouvé enseveli subitement sous un vaste manteau de glace. […] Les moraines proprement dites ne commencèrent à se déposer que du moment que les glaces se furent retirées dans les vallées. » — Louis Agassiz, Sur l'étude des glaciers, 1840.
Partie 2 · Les climats du passé · Témoins paléoclimatiques
Les carottages polaires
À partir des années 1950, les techniques de mesure s'améliorent. En 1957, les Soviétiques installent la station de Vostok en Antarctique ; équipes françaises et américaines les rejoignent (Dôme C, Byrd). La glace emprisonne, lors de sa formation, des bulles d'air témoins de la composition atmosphérique de l'époque. Leur analyse révèle que la teneur en CO₂ de la dernière période glaciaire était inférieure d'environ 30 % à l'actuelle. Les forages de Vostok, toujours plus profonds (3 623 m en 1996), atteignent 420 000 ans de données, soit quatre cycles glaciaires, et permettent de reconstruire les variations de l'oxygène 18 et des concentrations de CO₂ et CH₄, donc d'estimer la température passée.
Partie 2 · Les climats du passé · Témoins paléoclimatiques
Les carottages lacustres et marins
Les carottages lacustres permettent d'étudier les flores continentales via les pollens contenus dans les sédiments (moins il y a de chênes et de noisetiers, plus le climat est froid). Les carottages marins (dont le Deep Sea Drilling Project, 1968-83) renseignent aussi sur le climat : chaque centimètre de carotte correspond à environ 1 000 ans, les zones sombres correspondant à des périodes froides et les claires à des périodes chaudes. La composition isotopique en oxygène des coquilles de foraminifères indique les successions glaciaires-interglaciaires.
Partie 2 · Les climats du passé · Témoins paléoclimatiques
L'analyse isotopique
Les isotopes sont des atomes d'un même élément ayant le même nombre de protons mais un nombre différent de neutrons : mêmes propriétés chimiques, mais masses et propriétés physiques légèrement différentes. Exemple de l'oxygène : en période froide, il y a davantage de glace, or la glace retient l'oxygène 16 ; la proportion d'oxygène 18 augmente donc dans l'océan. Une forte proportion de H₂O¹⁸ dans les coquilles de foraminifères indique ainsi un climat froid.
Partie 3 · Le bilan radiatif de la Terre
Le bilan radiatif vu de l'espace
La Terre reçoit 340 W/m² en moyenne. Une partie de cette énergie est réfléchie par les surfaces « claires » : les nuages, les glaciers, les déserts… La proportion d'énergie réfléchie est caractérisée par l'albédo α, grandeur sans unité variant entre 0 et 1. L'albédo de la Terre est de 0,3 : 30 % de l'énergie solaire reçue est réfléchie dans l'espace.
L'énergie non réfléchie se propage dans l'atmosphère puis atteint la surface, qui l'absorbe et se réchauffe. Par conservation de l'énergie : E(reçue) = E(réfléchie) + E(absorbée). Avec la définition de l'albédo : E(réfléchie) = α·E(reçue) et donc E(absorbée) = (1 − α)·E(reçue). La Terre, réchauffée, émet à son tour un rayonnement électromagnétique, moins puissant que celui du Soleil, dans le domaine infrarouge. Vue de l'espace, elle émet autant qu'elle reçoit : elle est en équilibre radiatif, soit E(absorbée) = E(émise).
Estimer la température de surface : le modèle du corps noir
On suppose la Terre assimilable à un corps noir idéal, qui absorbe tout le rayonnement incident et émet en fonction de sa seule température selon la loi de Stefan-Boltzmann : E(émise) = σ·T⁴, avec σ = 5,6703 × 10⁻⁸ W·m⁻²·K⁻⁴. En combinant : (1 − α)·E(reçue) = σ·T⁴, ce qui permet d'estimer la température d'équilibre (voir les exercices d'application).
Partie 3 · Le bilan radiatif de la Terre
Un bilan radiatif déséquilibré selon la latitude
La Terre est chauffée en continu, mais avec un fort écart entre l'équateur et les pôles, lié à la rotondité de la planète et à l'inclinaison de son axe. À l'échelle globale, la moyenne annuelle du rayonnement infrarouge émis égale la moyenne annuelle du rayonnement solaire reçu : le système est en équilibre radiatif. Mais par bande de latitude, il existe un déséquilibre : les régions tropicales reçoivent plus d'énergie qu'elles n'en perdent, les régions polaires en perdent plus qu'elles n'en reçoivent.
Partie 3 · Le bilan radiatif de la Terre
L'air et l'océan en mouvement
Ce déséquilibre est compensé par les transferts thermiques entre régions chaudes et froides, via la circulation atmosphérique et océanique. Ces transferts méridiens amènent la chaleur excédentaire des tropiques vers les hautes latitudes. La circulation repose sur des processus convectifs engendrés par des différences de densité liées aux différences de température (et de salinité pour l'océan).
La Terre est donc en équilibre thermique, mais celui-ci est radiatif-convectif (et non purement radiatif) : le déséquilibre radiatif observé entre les flux solaires et infrarouges est compensé par le transport convectif méridien. Certains facteurs perturbent cet équilibre : les activités humaines (hausse des gaz à effet de serre, effet de serre renforcé) ou des phénomènes naturels comme les éruptions volcaniques massives (aérosols).
Partie 4 · L'effet de serre
Le rôle des gaz à effet de serre
La température d'équilibre radiatif néglige l'atmosphère. Or certaines planètes possèdent une atmosphère contenant des gaz capables d'absorber et de réémettre le rayonnement thermique infrarouge produit par la surface. Une partie de ce rayonnement est redirigée vers la surface, augmentant la température réelle par rapport à la température d'équilibre : c'est l'effet de serre. Il est faible sur Mars (atmosphère ténue), colossal sur Vénus (atmosphère dense de CO₂) et modéré mais vital sur Terre.
Partie 4 · L'effet de serre
Le forçage radiatif
Le forçage radiatif quantifie l'impact d'un composant atmosphérique (gaz, nuage, aérosol) sur l'équilibre énergétique de la Terre, en modifiant le flux d'énergie radiative. Il s'exprime en watts par mètre carré (W/m²) et peut être positif ou négatif. Un forçage positif survient lorsque l'atmosphère absorbe davantage de rayonnement, du fait de l'augmentation des gaz à effet de serre (CO₂, CH₄, vapeur d'eau). Un forçage négatif se produit lorsque des aérosols (éruptions volcaniques, émissions industrielles) réfléchissent une partie de la lumière solaire : ils ont un effet refroidissant direct et influencent la formation des nuages.
Partie 4 · L'effet de serre
Une amplification de l'effet de serre par les activités humaines
Le changement climatique actuel est principalement attribué aux activités humaines, en particulier à l'émission croissante de gaz à effet de serre (CO₂, CH₄, N₂O), qui piègent la chaleur dans l'atmosphère. Depuis le XIXᵉ siècle, la concentration de ces gaz augmente, entraînant un forçage radiatif positif et des changements significatifs du climat mondial. Les conséquences sont graves : élévation du niveau de la mer, événements extrêmes plus fréquents, perturbations des écosystèmes.
Partie 5 · Le cycle du carbone
Le cycle géologique du carbone
Pour comprendre pourquoi les émissions de gaz à effet de serre augmentent depuis plus de 100 ans, il faut se pencher sur le cycle du carbone et sur la manière dont les activités humaines le perturbent.
Le carbone circule au sein des compartiments géologiques : atmosphère, eau liquide, sédiments océaniques, sols, roches, combustibles fossiles et intérieur de la Terre. Les éruptions volcaniques et les cheminées hydrothermales rejettent du CO₂ dans l'atmosphère. Le CO₂ dilué dans les gouttes de pluie forme des pluies acides qui dissolvent les roches calcaires ; les sédiments sont transportés par les rivières vers les lacs et les océans. Le carbone dissous permet la formation des coquilles des organismes calcaires ; à leur mort, ces coquilles se déposent et constituent un socle calcaire. Au fil du temps, ce socle subit les mouvements tectoniques (subduction), associés à une remontée de magma et à du volcanisme qui rejette de nouveau du CO₂.
Partie 5 · Le cycle du carbone
Le cycle biologique du carbone
Le carbone est indispensable à la croissance et à la survie des organismes vivants. Il entre dans tous les réseaux trophiques par le biais des organismes autotrophes (plantes, algues). Grâce à la photosynthèse, ceux-ci captent le CO₂ de l'air (ou les bicarbonates de l'eau) pour fabriquer des composés organiques comme le glucose. Par la respiration cellulaire, autotrophes et hétérotrophes libèrent ce carbone sous forme de CO₂. La décomposition des organismes morts rejette également du carbone dans les sols et l'atmosphère.
Chaque année, on estime que 1 000 à 100 000 millions de tonnes de carbone circulent à travers le cycle biologique. Parfois, la matière organique morte est enfouie en conditions anaérobies et se transforme, sur plusieurs millions d'années, en pétrole, charbon ou gaz naturel.
Partie 5 · Le cycle du carbone
L'utilisation des combustibles fossiles
Le consensus scientifique mondial, exprimé notamment par le GIEC, confirme que les activités humaines sont la principale cause du réchauffement observé depuis le milieu du XXᵉ siècle. L'utilisation massive de charbon, de pétrole et de gaz naturel — pour l'énergie, le chauffage, les transports et l'industrie — est la principale source d'émissions de CO₂.
Un combustible fossile dérive de matières organiques anciennes transformées sur de longues périodes géologiques. Le charbon se forme à partir de matière végétale décomposée en conditions anaérobies ; le pétrole à partir de micro-organismes marins et de plancton ; le gaz naturel (surtout du méthane) de manière similaire, souvent associé au pétrole. Leur usage massif perturbe l'équilibre du cycle : il faut des millions d'années pour les former, alors que les émissions sont très rapides. Océans et biosphère n'absorbent qu'une partie du CO₂ émis ; le reste demeure dans l'atmosphère et amplifie l'effet de serre.
Le diagramme suivant illustre le cycle du carbone : les réservoirs (blocs, en GtC) et les flux (flèches, en GtC/an). En noir figurent les valeurs typiques avant l'influence humaine majeure ; en rouge, les flux et changements liés aux activités humaines (combustion de fossiles, changements d'affectation des sols).
Partie 5 · Le cycle du carbone
Les pratiques qui dérèglent le cycle du carbone
- Les processus industriels (ciment, chimie) libèrent du CO₂ et du protoxyde d'azote.
- Les changements d'usage des sols (drainage des zones humides et des tourbières) libèrent méthane et CO₂.
- La déforestation réduit la capacité de la biosphère à absorber le CO₂ ; les arbres sont des puits de carbone.
- L'élevage, en particulier la production de viande, génère d'importantes émissions de méthane (fermentation entérique des ruminants).
- L'urbanisation diminue les puits de carbone naturels et abaisse l'albédo (une route goudronnée absorbe plus de chaleur qu'un champ), à l'origine de l'îlot de chaleur urbain.
En France, l'agriculture représentait en 2011 environ 20,9 % des émissions nettes de gaz à effet de serre, réparties entre le N₂O (52 %, fertilisation azotée et déjections), le CH₄ (37 %, fermentation entérique et déjections) et le CO₂ (11 %, énergie et gestion des sols).
La réduction de la menace climatique est l'un des défis scientifiques, politiques, économiques et éthiques les plus urgents : le problème est mondial et exige une coopération sans précédent ; il est de long terme, alors que ses effets ne sont pas perçus comme urgents ; ses effets sont inégalement répartis ; enfin, les solutions (sortie des fossiles) sont controversées et les projections comportent des incertitudes, d'où la nécessité d'intensifier la recherche.
Partie 6 · Le changement climatique
Les premières alertes
Les premières alertes sur le réchauffement climatique engendré par les activités humaines ont été lancées dans les années 1950.
1957. Roger Revelle et Hans Suess suggèrent que les océans absorbent l'excès de dioxyde de carbone anthropique bien plus lentement que prévu : les émissions humaines pourraient donc accroître l'effet de serre et réchauffer la planète. 1970-1973. Charles Keeling documente l'augmentation de la concentration atmosphérique de CO₂ liée à la combustion des combustibles fossiles.
1975. Les recherches se développent grâce aux progrès de l'instrumentation, de l'informatique et de la météorologie opérationnelle. Manabe et Wetherald estiment qu'un doublement du CO₂ préindustriel conduirait à un réchauffement d'environ 2 °C ; Wallace Broecker avertit du risque d'un réchauffement majeur.
1979. Le rapport Charney conclut qu'à émissions constantes, la température de surface augmentera de 2 à 3,5 °C ; la première Conférence mondiale sur le climat se tient à Genève. 1988. Le 23 juin, James Hansen déclare devant le Sénat américain que « l'effet de serre a été détecté et modifie actuellement notre climat ». En novembre, l'OMM et le PNUE fondent le GIEC.
Le GIEC a pour mission de faire état des connaissances sur le système climatique et son évolution future. Il est organisé en trois groupes de travail : (1) les principes physiques ; (2) les impacts, vulnérabilités et l'adaptation ; (3) les moyens d'atténuation.
Partie 6 · Le changement climatique
Les observations instrumentales et les modèles
Aux données instrumentales s'ajoutent les modèles climatiques, qui représentent notre compréhension du climat passé et présent et projettent son évolution future. Grâce aux avancées informatiques et aux nouvelles observations, ils sont devenus plus complexes ; la confiance qu'on leur accorde repose en partie sur leur capacité à reproduire les changements observés.
Pendant les 10 000 dernières années, la température moyenne de surface est restée globalement constante. Le GIEC a évalué une hausse de 0,85 °C de 1880 à 2012, réévaluée à +1,1 °C de 1880 à 2020. Le réchauffement actuel marque une rupture et se produit à un rythme sans précédent : chaque décennie depuis 1980 a été plus chaude que toute décennie précédente depuis 1850, et la température augmente d'environ 0,2 °C tous les 10 ans (≈ +1,4 °C ces dernières années).
Depuis 2011, les concentrations de gaz à effet de serre ont continué d'augmenter (en 2019 : 410 ppm de CO₂, 1 866 ppb de CH₄, 332 ppb de N₂O). Ces augmentations depuis environ 1750 sont sans équivoque causées par les activités humaines. En 1997, le protocole de Kyoto fixe des objectifs contraignants ; l'Accord de Paris (2015) prend le relais. Les terres et les océans ont absorbé environ 56 % par an des émissions de CO₂ des six dernières décennies ; le reste demeure dans l'atmosphère.
