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Bilan énergétique de la Terre et rôle de l'effet de serre Jean-Louis Dufresne LMD/IPSL; CNRS/UPMC [email protected] http://web.lmd.jussieu.fr/~jldufres/ IUFM_Creteil/

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Page 1: Bilan énergétique de la Terre et rôle de l'effet de serre Jean-Louis Dufresne LMD/IPSL; CNRS/UPMC dufresne@lmd.jussieu.fr jldufres/IUFM_Creteil

Bilan énergétique de la Terre et rôle de l'effet de serre

Jean-Louis Dufresne

LMD/IPSL; CNRS/UPMC

[email protected]

http://web.lmd.jussieu.fr/~jldufres/IUFM_Creteil/

Page 2: Bilan énergétique de la Terre et rôle de l'effet de serre Jean-Louis Dufresne LMD/IPSL; CNRS/UPMC dufresne@lmd.jussieu.fr jldufres/IUFM_Creteil

Rayonnement infrarouge et température d'équilibre

Principe de l'effet de serre

Bilan énergétique de la Terre et redistribution de l'énergie en latitude

Effet de serre et changement climatique

Bilan énergétique de la Terre et rôle de l'effet de serre

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Énergie émise (fonction de Planck) en fonction de la longueur

d'onde, à 6000°C (soleil), à 2200°C (lampe à filament), à 700°C

(lave de volcan) et à 30°C.

6000°C

2200°C

700°C

30°C

T=30°C

T=700°C

T=2200°C

T=6000°C

Emission rayonnement électromagnétique

Longueur

d'onde (µm)

Longueur

d'onde (µm)

0.4 0.8 2 10 5040.2

0.4 0.8 2 10 5040.2

Idem fig. ci-dessus, mais spectre normalisé .

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Émission de rayonnement électromagnétique

Tout corps perd de l'énergie en émettant un rayonnement dont l'intensité et le

spectre dépend de la température absolue T.

• dépendance spectrale: lois de Planck

• intégration sur tout le spectre:

P= T4 P: puissance (W.m-2)

T: température (K)

: constante de Stefan-Boltzmann (5,67.10-8W.m-2.K-4)

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a)

plaque

isolant

b) c)

Température d'équilibre

• Si un objet reçoit plus d’énergie qu’il n’en perd, sa température augmente.

• Comme sa température augmente, l'énergie perdue par émission de rayonnement augmente.

• L’équilibre est atteint lorsque l’énergie que perd l'objet est exactement compensée par l’énergie qu’il reçoit.

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Température d'équilibre de la TerreModèle énérgétique 0D

Emission de rayonnement

infrarouge

4. R2 Te4

Absorption du rayonnement solaire

(1-A) .R2.F0

Équilibre énergétique: flux infrarouge émis = flux solaire absorbé

4 R2 Te4 = (1-A) R2 F0

Te4 = ¼ (1-A) F0 Avec Te: Température d'équilibre radiatif

A : albédo planétaire

F0: Flux solaire à l'extérieur de l'atmosphère

: constante de Stefan-Boltzmann

Émission du

corps noir

Surface de la Terre

Flux solaire à l'extérieur

de l'atmosphèreCoef. d'absorption

Section de la Terre

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Température d'équilibre de la Terre (2)Modèle énergétique 0D

Température d'équilibre radiatif de la Terre pour diverses valeurs de l'albédo.

La valeur moyenne actuelle du globe est 0,3, ce qui correspond à une température de

255 °K (soit -18°C).

La température de surface plus élevée (environ 15°C) est due à l'effet de serre.

Albédo (c.-à-d. Pourcentage de rayonnement solaire réfléchi) de différents type de surface Neige fraîche 75 à 95%

Surface de la mer 2 à 7 %

Sol sombre 5 à 15%

Cultures 15 à 25%

La valeur moyenne actuelle de l'albédo de la

Terre est 30%, notamment du fait de la présence

de nuages.

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Rayonnement infrarouge et température d'équilibre

Principe de l'effet de serre

Bilan énergétique de la Terre et redistribution de l'énergie en latitude

Effet de serre et changement climatique

Bilan énergétique de la Terre et rôle de l'effet de serre

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a)

plaque

isolant

b) c)

a) c) d)b)

vitre

Principe de l'effet de serre

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Principe de l'effet de serre

Une vitre opaque au rayonnement infrarouge

couvre une surface éclairé par le soleil

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Expériences sur l'effet de serreRéalisation de serre de type "capteur solaire", avec une couverture plus ou

moins transparente au rayonnement infrarouge. Verre, ou plexiglas : opaque à l'infrarouge Polyéthylène (ou certains plastics horticoles): transparent à l'infrarouge

Mise en évidence de l'existence de rayonnement non visible

émis par tout corps (par ex. la main) Détecteur de présence (alarme) Utilisation de différents écrans

sans transparent au visible, opaque à l'infrarouge (plexiglas, polycarbonate...) transparent au visible et transparent à l'infrarouge (polyéthylène...) opaque au visible, transparent à l'infrarouge (polyéthylène teinté (sac poubelle)...)

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Spectres d'émission et d'absorption

Pic de gauche: spectre solaire (idéalisé) au sommet de l'atmosphère.

Pic de droite: rayonnement émis par un

corps à 255 K

Spectre d'absorption des divers gaz

présents dans l'atmosphère. L'absorption du

rayonnement solaire est totale pour

l'ultraviolet lointain, et nulle ou très faible

pour le visible et le proche infrarouge. Par

contre, la plus grande partie du

rayonnement émis par le sol est absorbé par

la vapeur d'eau, sauf dans une étroite

fenêtre, entre 8 et 14 μm.

Source: G. Lambert, 1995

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Transmission de quelques gaz à effet de serres

Transmission à travers les principaux gaz à effet de serre du rayonnement infrarouge émis par le sol.

Les valeurs indiquées correspondent à une concentration "standard" des gaz de l'atmosphère terrestre .

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Effet de serre (W.m-2): Vapeur d'eau 75 60%

CO2 32 26%

ozone 10 8%

N2O+CH

4 8 6%

Contribution à l'effet de serre

H2O

CO2

O3

N2O+CH4

H2O CO

2

Principaux gaz à effet de serre

O3

CH4

N2O

Source: Meehl and Trenberth, 1997

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Effet de saturation

Concentration de CO2 (ppm)

Abs

orpt

ivit

é

Longueur d'onde (μm)5 10 15 20 25

Absorptivité moyenne sur le spectre

infra-rouge en fonction du CO2, pour

différentes valeurs de H20

Absorptivité monochromatique du

CO2 seul, en fonction de la longueur d'onde,

pour différente concentration de CO2

Abs

orpt

ivit

é

0 200 600 1200

1300 ppmatm. sèche

180 ppm

atm. moyenneatm. tropicale

pas de H2O

380 ppm

1.0

0.8

0.6

0.4

0.2

0.0

1.0

0.8

0.6

0.4

0.2

0.0

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Effet de saturation (2)

Variation, en fonction de l'épaisseur optique (a) du flux au sommet de

l'atmosphère et (b) de l'augmentation de la température de surface (K) lorsque

l'on double l'épaisseur optique. La température de l'atmosphère est soit

uniforme sur la verticale (trait continu) soit décroît avec l'altitude (tirets)

a) b)

Flux (W.m-2)

Épaisseur optique Épaisseur optique

ΔT

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Température

Atmosphère quasi-transparente:

peu d'émission et peu d'absorption

Profil vertical de température fixé

Ze: altitude d’émission vers l’espace

Ze: altitude d’émission vers l’espace

Le rayonnement émis est absorbé par

l'atmosphère avant d'atteindre

l'espace

Z

Rayonnement solaire netRayonnement solaire net

dT/dz fixépar convection

alti

tude

Rayonnement IR

sortant.T(ze)4= FFss

FFss

Effet de serre dans une atmosphère.

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Température

Z

Rayonnement solaire netRayonnement solaire net

dT/dz fixépar convection

alti

tude

Rayonnement IR

sortant.T(ze)4= FFss

FFss

Rayonnement IR

sortant.T(ze)4< FFss

Rayonnement IR

sortant.T(ze)4= FFss

FFss FFss

Ze augmente, Te diminue:

Rayonnement sortant plus faible.

T(z) augmente: Retour à l’équilibre

Profil vertical de température fixé

Z

Effet de serre dans une atmosphère.

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Température

d'émission Température

de surface

Rayonnement émis vers l'espace

Rayonnement émis par la surface

Fenêtre

atmosphérique

Absorption

H2O

Absorption

2xCO2

Absorption

CO2

Température

Alt

itud

e

Effet de serre dans une atmosphère.

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Profil vertical de l'atmosphère

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Profil vertical de l'atmosphère

Deux concepts importants pour comprendre et interpréter le profil vertical de température dans la basse atmosphère (< 12 à 15km)

1) La pression hydrostatique baisse avec l'altitude

2) La température baisse quand la pression baisse

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Profil vertical de l'atmosphère

1) La pression hydrostatique baisse avec l'altitude

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Profil vertical de l'atmosphère

1) La pression hydrostatique baisse avec l'altitude

Équilibre hydrostatique: gpz

avec : masse volumique de l'air (kg.m-3)

p: Pression (Pa)

z : altitude (m)

g : accélération de la pesanteur (m.s-2)

avec l'hypothèse des gaz parfaits p=RT

==> 1/p pzg/RT

Avec l'hypothèse d'atmosphère isotherme:

==> p=p0 exp(-zg/RT)

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Profil vertical de l'atmosphère

2) La température baisse quand la pression baisse•Conservation de l'énergie• Loi des gaz parfait• Mouvement adiabatique• Variation hydrostatique de la pression

=>T/p = cte

On définit la température potentielle = T(p0/p)invariante par ascendance

adiabatique.

=> le température baisse avec l'altitude: dT/dz ≈-6 à -8 K/km

Mont blanc : 4800m => -34K plus froid qu'en plaine : si 20°=>- 15°C

Mont Everest: 8800m => -60K plus froid qu'en plaine : si 20°=>- 40°C

Avion : 10000m => -70K plus froid qu'en plaine : si 20°=>-50°C

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Profil vertical de l'atmosphère

2) La température baisse quand la pression baisseLa pression et la température varie dans le même sens: tous les deux baissent ou augmentent ensembles

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Rayonnement infrarouge et température d'équilibre

Principe de l'effet de serre

Bilan énergétique de la Terre et redistribution de l'énergie en latitude

Effet de serre et changement climatique

Bilan énergétique de la Terre et rôle de l'effet de serre

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CC

OO

NN

TT

II

NN

EE

NN

TT

A

T

M

O

S

P

H

E

R

E

E

S

P

A

C

E

Evaporation

Condensation

de l'eau

(80 W/m²)

Mouvements Atmosphérique

(24 W/m²)

Rayonnement

solaire incident

Rayonnement

solaire réfléchit

(102W/m2)

Rayonnement solaire absorbé

par la surface

(170 W/m²)

Rayonnement

Infra rouge émis

par la surface vers

l'espace

(40 W/m²)

Rayonnement infra rouge émis par l'atmosphère vers l'espace

(200 W/m²)

Bilan énergétique à la surfaceBilan énergétique à la surface

170 W/m² = 80 + 24 + 26 + 40 W/m²

342 W/m² = 102 W/m² + 240 W/m²

Rayonnement

Infrarouge

(26 W/m²)

Rayonnement infrarouge émis par la Rayonnement infrarouge émis par la surface et par l’atmosphère vers l’espace surface et par l’atmosphère vers l’espace

&&

OO

CC

EE

AA

NN

Rayonnement solaire absorbé par l'atmosphère Rayonnement solaire absorbé par l'atmosphère (70 W/m²)(70 W/m²)

Bilan énergétique de la TerreBilan énergétique de la TerreRayonnement

solaire réfléchit

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Bilan énergétique de la Terre

[Jousseaume]

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Bilan énergétique de la Terre

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Critique d'un sujet de bac

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Moyenne annuelle et longitudinale du flux d'énergie radiative au sommet de l'atmosphère évalué par observations satelitaires.

Les redistributions d'énergie en latitude

flux solaire absorbée

flux solaire incidente

flux infrarouge émis vers l'espace

W/m2

latitude

excès d'énergie

déficit d'énergie

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Les redistributions d'énergie en latitude

Bilan d'énergie au sommet de l'atmosphère (W/m2)

Transport méridien d'énergie

(PW, 1015W)

par l'océan

par l'atmosphère

total

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Variation saisonnière des flux au sommet de l'atmosphère

Flux solaire incident

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Variation saisonnière des flux au sommet de l'atmosphère

Flux solaire incident Flux infrarouge émis vers l'espace

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Variation latitudinale de la température...sur Mars et sur Terre

Par rapport à la Terre, il y a sur

Mars:• moins d'effet de serre•moins de transport d'énergie

équateur-pôle (atmosphère plus

fine)

=> différences de température

équateur-pôle plus importante

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La circulation de Hadley

Variations latitudinales du flux radiatif net (en haut), courbes à pression constante ou isobares (les droites penchées), force de gradient de pression créée par l'inclinaison de ces isobares.

Représentation schématique de la cellule de Hadley

Haute pression en surface (anticyclone)

Basse pression en surface

[Hourdin]

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Extension vers le nord de la cellule de Hadley

[Hourdin]

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Janvier

Juillet

Vents Zonaux

latitude

altitude (hPa)

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Circulation générale atmosphérique

Ingersoll, 1996

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La circulation de Hadley

Haute pression en surface (anticyclone)

Basse pression en surface

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Précipitations (mm/j)

Janvier

Juillet

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La circulation générale atmosphérique.

©EUMETSAT

Canal vapeur d’eau de MétéosatCanal visible de Météosat

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La circulation générale atmosphérique vue à travers la distribution spatiale de la végétation

09 May 2003, 1215 UTC ©EUMETSAT

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La circulation générale atmosphérique vue à travers la distribution spatiale de la végétation

30°

30°

60°

60°

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Rayonnement infrarouge et température d'équilibre

Principe de l'effet de serre

Bilan énergétique de la Terre et redistribution de l'énergie en latitude

Effet de serre et changement climatique

Bilan énergétique de la Terre et rôle de l'effet de serre

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Les contributions à l'effet de serre

Contributions à l'accroissement de l'effet dus aux activités humaines:

•CO2 56% •CFCs 12%•méthane (CH

4) 16%

• ozone (O3) 11%

•N2O 5%

Effet de serre du aux activité humaine

CO2

CFCs

CH4

N2O

03CO2

CFCs

O3

CH4

Effet de serre (W.m-2): Vapeur d'eau 75 60%

CO2 32 26%ozone 10 8%N2O+CH4 8 6%

Contribution à l'effet de serre

H2O

CO2

O3

N2O+CH4

H2O CO2

O3CH4

N2O

N2O

Source: GIEC 2007

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Effets d'une augmentation de l'effet de serre

• Doublement de la concentration en CO2:

• Si seule la température change: DT1,2°C• Si les autres variable climatiques changent aussi: DT°C

Rétroactions climatiques

Effet direct de l'augmentation du CO2

Rétroaction de la vapeur d'eauet du gradient de température

Rétroaction de la cryosphère

Rétroaction des nuages

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Effets d'une augmentation de l'effet de serre • Les rétroactions positives amplifient la perturbation initiale de température;

les rétroactions négatives réduisent la perturbation initiale de température• Simuler les rétroactions climatiques (vapeur, nuages, neige, glace...)

nécessite de simuler l'ensemble des caractéristiques du climat• L'existence de rétroactions positives ne veut pas dire que le système soit

instable, s'emballe. Ex: balance « à eau »

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Modélisation 3D météorologique/climatique

un objet d'étude commun, des objectifs d'étude différents

meme outil de modélisation de base, mais avec des approximations

différentes pour répondre à des objectifs différents:

- météo: problème de prévisibilité, de définition d'état initial

- climat: problème de solution « assymptotique », de sensibilité à

des perturbations prévision météorologique / projection climatique

ou comment faire du climat quand on ne sait pas prévoir le temps à plus

de quelques jours

ex: variation d'un jour à l'autre / variation d'une saison à l'autre

hypothèse de base de la climatologie: le climat est une superposition

d'une composante déterministe et d'une composante purement

aléatoire

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Les différentes composantes d'un modèle

météorologique ou climatique atmosphère (qqs heures à qqs années) surface continentale (qqs heures à qqs années) océan superficiel et glace de mer (jour à qqs dizaine années) océan profond (jour à qqs années)

Modèles météorologiques: atmosphère + surfaces continentales (+

océan superficiel

Modèles climatiques: atmosphère + surfaces continentales + océan +

glace de mer + glacier

Modèles pour la prévision saisonnière: intermédiaire

Pollution, chimie atmosphérique: composantes supplémentaires

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Source: S. Joussaume, 2000

Les différentes composantes d'un modèle

météorologique ou climatique

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Comment et pourquoi développe-t-on un

modèle climatique?Préliminaire:

il n'est pas possible de bâtir un modèle climatique ou météorologique

complet à partir des lois physiques fondamentales construire un modèle c'est construire une représentation simplifiée des

phénomènes physiques dans le but de répondre à des objectifs donnés les choix pour les simplifications et approximations peuvent être très

différents

Les principales étapes:

1- choix des objets et des phénomènes à prendre en compte

2- approximation physique

3- formulation mathématique

4- discrétisation, résolution numérique

5- programmation informatique

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Modélisation numérique 3D du climat

Réalisation: L. Fairhead, LMD/IPSL/CNRS

Discrétisation et résolution numérique

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Comment « tourne » un modèle? On part d'un état initial, et on effectue une simulation avec des conditions

aux limites (des forçages) fixes ou variables avec le temps

Méthode: Réalisation de simulations numériques avec différentes conditions aux

limites (différents forçages) ou différentes conditions initiales Analyses statistiques des résultats de simulations Exemple: simulation de l'évolution du climat de 1850 à 2100 sous l'effet

d'un accroissement des gaz à effet de serre

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Quels sont les «forçages» de ces modèles?

Source: GIEC, 2001

naturelles

anthropiques

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L'homme a-t-il déjà changé le climat ?

Anomalie de température de la surface de la Terre observée et calculée en prenant en compte uniquement

les perturbations naturelles (éruptions volcaniques, activité solaire...)

Anomalie de température de la surface de la Terre observée et calculée en prenant en compte les mêmes

perturbations naturelles et l'accroissement observé de la quantité de gaz à effet de serre et des aérosols

anthropiques Source: GIEC 2001

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Bibliographie• Climat d'hier à demain, S. Joussaume, CNRS éditions/CEA, Paris,2000. Un livre accessible et

attrayant, présentant à la fois les caractéristiques principales du climat et leurs évolutions au cours du temps (périodes glaciaires...)

• Le climat de la terre, R. Sadourny, Dominos/Flammarion, 1994. Un livre au format " poches " qui contient beaucoup d'informations et permet une bonne compréhension du climat terrestre. Ne comporte pas d'équation mais requiert une lecture attentive.

• La Physique de l'atmosphère, J-L Dufresne, in Graines de Sciences 4 , pp.59-94, Edition Le Pommier, 2002.

• La Physique du climat, J-L Dufresne, in Graines de Sciences 2 , pp.77-100, Edition Le Pommier, Paris, 2000.

• Atmosphère, océan et climat. R. Delmas, S. Chauzy, J.-M. Verstraete et H. Ferré. Editions Belin – Pour la Science, Paris, 2007, 288 p. En s’appuyant sur un ensemble de schémas pédagogiques de grande qualité, ce livre explique de façon simple mais précise le fonctionnement de l’atmosphère, de l’océan et du climat.

• Comprendre le changement climatiques. J-L Fellous et C. Gautier, 298p., Ed. O. Jacob, 2007

Sites webhttp://www.educnet.education.fr/meteo/default.htm Météorologie et enseignement, pour une pédagogie par la météorologie, site Educnet du Ministère de l'Éducation Nationale

http://Galileo.CyberScol.qc.ca/InterMet/accueil.html, InterMet (Canada), et notamment ses

ressources éducatives.

http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre Site Planet-Terre

http://www.cnrs.fr/dossiers/dosclim/index.htm, dossier climat du site du CNRS