Les changements climatiques

Dans cette page :

• Introduction
• Les causes des changements climatiques
• Les méthodes utilisées pour connaître les climats du passé
• Histoire climatique de la Terre
• Le changement climatique actuel
• Références
• Pour en savoir plus

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Introduction

Le climat de la Terre est extrêmement changeant, selon les lieux et selon les époques. La température moyenne étant un indicateur de la quantité d’énergie disponible sur Terre, on utilise cette valeur physique pour évaluer les changements climatiques.

La multiplication des stations d’enregistrement météorologiques depuis le milieu du XIX^ème siècle et l’obtention de données de plus en plus fiables permet d’appréhender de mieux et mieux cette notion de changement climatique. Ces enregistrements révèlent une augmentation de la température, et donc un réchauffement du climat : au cours du XX^ème siècle, la température moyenne a ainsi augmenté de 1°C sur Terre, avec un  réchauffement qui s’accélère au cours des dernières décennies.

Au cours de cette même période, l’industrialisation est responsable de l’émission de quantités croissantes divers gaz à effet de serre dans l’atmosphère (dioxyde de carbone, CH₄, N₂O…). Ces GES renforcent l’effet de serre naturel de la planète, ce qui induit un réchauffement du climat.

Dans cette page, nous allons essayer de faire la synthèse de quelques notions importantes : Quelles sont les différentes causes des variations climatiques ? Comment connaît-on les climats du passé ? Quelle est l’histoire climatique de la Terre ? Peut-on prévoir l’évolution future du climat ?

Les informations développées dans cette page proviennent principalement de trois ouvrages (Mélières & Maréchal (2015), Frakes et al. (1992), Fouquart, 2003).

Les causes des changements climatiques

La température moyenne à la surface de la Terre, actuellement d'environ 15°C, dépend de nombreux facteurs comme la luminosité du Soleil, la position de la Terre dans l’espace, la composition et la dynamique de l’atmosphère et de l’hydrosphère…  Certains de ces facteurs sont dépendants les uns des autres (voir les explications ci-dessous) :

 1. Le Soleil

L’activité solaire n’est pas stable. Le principal cycle solaire a une durée de 11 ans, mais les variations induites sont faibles et ne provoquent pas de changement climatique notable (la différence d’énergie reçue ne dépasse pas 0,25 W/m², ce qui ne correspond qu’à une variation de température de l’ordre de 0,2 °C). Il existe d’autres ordres de variations, pluri-décennales ou centennales, qui ont probablement pu induire par le passé des refroidissements généralisés (ex : Le Petit Âge Glaciaire au Moyen-Âge).

2. La position de la Terre par rapport au Soleil

Plus la distance Terre-Soleil est grande, et moins la quantité d’énergie reçue par la Terre est importante. Au fil des millénaires, la position de la Terre au cours des différentes saisons n’est pas la même. A cause de l’attraction liée aux différents corps présents dans le système solaire (le Soleil, la Lune et les planètes proches), la distance Terre-Soleil varie de façon cyclique, selon des périodes comprises entre quelques milliers et quelques centaines de milliers d’années.

Le flux d’énergie solaire reçu à chaque latitude sur Terre au cours de l’année est déterminé principalement par la combinaison de trois paramètres qui détermine la position de la Terre par rapport au Soleil :

• L’obliquité : c’est l’inclinaison de l’axe de rotation de la Terre par rapport au plan de l’écliptique (actuellement cette inclinaison est d’environ 23°26’). Ce paramètre varie selon une période d’environ 41 000 ans. Il est responsable des saisons (plus la valeur est grande, et plus l’effet des saisons est prononcé).
• La forme de l’orbite de la Terre autour du Soleil : c’est une ellipse, mais dont l’excentricité varie selon une périodicité principale de 412 000 ans.
• La précession de l’axe de rotation de la Terre (changement d’orientation de l’axe de rotation avec une périodicité proche de 26 000 ans).

3. La composition de l’atmosphère

Selon sa composition, l’atmosphère peut jouer différents rôles dans l’équilibre climatique :

• Elle réfléchit les radiations solaires, ce qui limite la quantité d’énergie reçue à la surface : elle induit donc un refroidissement
• Elle peut absorber les radiations solaires, ce qui limite également la quantité d’énergie reçue à la surface
• Elle peut enfin absorber les radiations émises par la surface de la Terre, ce qui conduit à un réchauffement de la surface de la planète par l’intermédiaire de l’effet de serre (effet des gaz à effet de serre ou GES, des nuages, des poussières et des aérosols).

Au cours des temps géologiques, la composition de l’atmosphère a changé. L’atmosphère primaire présente lors de la formation de la Terre a été remplacée par une atmosphère secondaire liée au dégazage de la Croûte terrestre par les volcans, cette atmosphère était riche en CO₂ et en H₂O. La quantité de CO₂ a ensuite chuté, car celui-ci a progressivement été stocké dans les couches géologiques (mais selon les périodes géologiques, la quantité de CO₂ présente dans l’atmosphère a considérablement varié). Le dioxygène est apparu dans l’atmosphère grâce à l’activité biologique. La proportion des principaux composants de l’atmosphère (N₂, O₂) semblent être stable depuis plusieurs millions d’années. Les caractéristiques ‘récentes’ de l’atmosphère ont pu être analysées à travers l’étude des bulles d’air emprisonnées dans les calottes glaciaires (= les grands glaciers présents aux pôles), qui permettent d’obtenir un enregistrement remontant jusqu’à 800 000 ans.

La concentration des gaz à effet de serre (surtout CO₂, CH₄) varie selon différentes échelles de temps, à l’échelle d’une année ou à plus longue échelle : elle est plus élevée par exemple pendant les périodes chaudes (= périodes interglaciaires) que pendant les périodes froides (=  périodes glaciaires), la différence entre les deux est d’environ 30 % pour le CO₂. Au cours des dernières 12 000 ans (= la dernière période interglaciaire), la quantité de GES a augmenté de façon importante (de 260 à 280 ppm pour le CO₂, et de 580 à 720 ppm pour le CH₄).

La concentration en poussière varie aussi beaucoup, elle augmente pendant les périodes glaciaires (car l’atmosphère est plus sèche et la végétation plus rare).

Les aérosols sont émis lors des éruptions volcaniques importantes jusque dans la stratosphère, et peuvent se disperser tout autour de la Terre, ce qui peut avoir un impact climatique global, en engendrant un refroidissement (en filtrant les rayonnements solaires). Cet effet est limité (quelques dixièmes de degrés) et de courte durée (une année en moyenne).

Les nuages (= vapeur d’eau) peuvent contribuer à un réchauffement (par effet de serre) mais aussi à un refroidissement (réflexion des rayonnements solaires). Leur impact est difficile à évaluer.

4. Les transferts de chaleur entre les pôles et l’Equateur

Ces transferts de chaleurs permettent de réchauffer les régions polaires et de refroidir les zones tropicales. Ils s’effectuent grâce à des circulations d’eau ou d’air, au sein du cycle de l’eau. Dans l’océan, la disposition des masses continentales peut favoriser ou au contraire limiter les échanges, alors que ce sont les zones montagneuses qui vont influencer les échanges atmosphériques. La disposition des continents / des zones montagneuses évolue avec le temps (cf notion de tectonique des plaques).

Ainsi, un ralentissement des transferts de chaleur pourrait avoir pour conséquence un refroidissement conséquent des régions polaires et un réchauffement des zones tropicales.

5. Les interactions entre l’océan et l’atmosphère

L’échelle de temps de ces variations est courte (d’une année à l’autre, ou sur un laps de temps de quelques années). L’atmosphère et l’océan interagissent de façon constante. Des perturbations peuvent intervenir et modifier de façon temporaire l’équilibre (exemples des phénomènes ENSO (El Niño Southern Oscillation) et NOA (North Atlantic Oscillation)).

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Les méthodes utilisées pour connaître les climats du passé

Selon l’échelle de temps considérée, on utilise différentes méthodes pour caractériser les paléoclimats (= les climats du passé) :

1. Les données météorologiques (échelle : 150 ans maximum)

La mesure des paramètres climatiques (température, vent, précipitations…) est très récente à l’échelle humaine. En effet, le premier réseau d’observation météorologique est né en Europe seulement vers la fin du XIX^ème siècle, tandis que les premières données régulières ont été récoltées en Grande Bretagne dès le XVII^ème siècle. Ces données ne sont évidemment pas de même qualité ou régularité, et des corrections doivent souvent être faites pour obtenir des interprétations de qualité suffisante.

2. Les données indirectes

Au-delà de 150 ans environ, il n’existe pas d’enregistrement météorologique. Pour reconstituer le climat, il faut donc utiliser des données indirectes, variables selon la période de temps étudiée :

• Les témoignages historiques (échelle : quelques centaines d’années) :

Des témoignages historiques peuvent apporter des indices intéressants par exemple concernant la date ou la qualité des récoltes selon les années, des évènements exceptionnels comme des rivières ou des lacs gelés, des épisodes de canicule extrêmes, des crues…

• La dendrochronologie (échelle : quelques milliers d’années) :

Il s’agit de l’étude des anneaux de croissance des arbres. Ceux-ci varient selon les conditions météorologiques : par exemple, une année de sécheresse se manifeste par un anneau mince ; tandis qu’une année plus favorable est représentée par un anneau épais.

Cernes de croissance sur une souche d'arbre actuelle.

• La palynologie (échelle : quelques dizaines de milliers d’années, mais parfois jusqu’à plusieurs millions)

La palynologie est l’étude des grains de pollens (= éléments reproducteurs des plantes à fleurs). Ces grains de pollens peuvent être préservés dans les sédiments. Leur étude permet de reconstituer les changements de végétation, étroitement liés aux changements climatiques (réalisation de diagramme pollinique).

• Les analyses isotopiques (échelle : quelques centaines de milliers d’années à plusieurs millions d’années)

En paléoclimatologie, les analyses isotopiques les plus courantes, réalisées à partir de carottes de glace ou dans des sédiments marins, concernent les isotopes de l’oxygène (¹⁶O et ¹⁸O); et permettent de reconstituer les changements de température. Le principe repose sur le fractionnement isotopique : l’isotope léger (¹⁶O) s’évapore préférentiellement à l’isotope lourd (¹⁸O), et donc selon la température, la valeur du rapport ¹⁸O/¹⁶O évolue.

Reconstruction des 5 derniers millions d'années de l'histoire du climat, basée sur le fractionnement isotopique de l'oxygène (Licence : Creative Commons Wikipédia).

• L’étude des fossiles (échelle : quelques centaines de millions d’années)

Le contenu fossilifère des roches sédimentaires permet également de reconstituer le climat sur de grandes échelles de temps. L’extension latitudinale des coraux par exemple permet d’évaluer l’extension de la zone intertropicale.

• L’étude des roches sédimentaires (échelle : plusieurs milliards d’années)

Certaines roches sédimentaires se forment sous des conditions climatiques bien particulières. Par exemple, les tillites sont des conglomérats d’origine glaciaire, et les évaporites se forment dans des milieux extrêmement chauds.

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Histoire climatique de la Terre

(si nécessaire, consultez la page sur l'échelle stratigraphique pour les références aux différentes périodes ou ères géologiques)

1. Le Précambrien

Cette époque s’étend depuis la formation de la Terre, il y a environ 4,6 Ga (milliards d’années) jusqu’à 541 Ma (millions d’années). C’est donc l’époque la plus ancienne, et de loin la plus longue de l’histoire de la Terre. Du fait de son ancienneté, c’est aussi la moins bien connue.

Le climat du Précambrien semble avoir été globalement chaud, avec un effet de serre important. On trouve malgré tout la trace de plusieurs glaciations. La première d’entre elle aurait eu lieu au Paléoprotérozoïque, entre 2,4 et 2,1 Ga : c’est la glaciation huronienne (on a notamment retrouvé les traces de cette glaciation en Amérique du Nord, entre autres avec des tillites). Plusieurs épisodes glaciaires successifs ont ensuite eu lieu à la fin du Précambrien, pendant le Néoprotérozoïque, entre 850 et 550 Ma.

Certains scientifiques considèrent que la Terre a pu se recouvrir entièrement de glace au cours de ces glaciations (hypothèse de la Terre ‘boule de neige’ ou ‘Snowball Earth’), mais cette hypothèse reste controversée (voir par exemple Walker, 2003 ; Etienne et al., 2007, Micheels & Montenari, 2008).

Le Paléozoïque (de 541 à 251 Ma)

Plusieurs glaciations ont eu lieu au cours de cette ère géologique, avec des calottes glaciaires localisées au niveau des pôles :

• Fin de l’Ordovicien / début du Silurien (458 - 420 Ma) : cette glaciation affecte le nord et la partie centrale de l’Afrique, ainsi que l’Amérique du sud. Toutes ces zones étaient alors situées aux environs du pôle sud. Dans le Sahara central, on trouve de nombreux témoignages de cette glaciation (Beuf et al., 1971), avec des tillites associées à d’autres caractéristiques glaciaires comme des roches striées (traces communes notamment de l’Algérie à la Lybie et au Mali).
• La glaciation du Permo-Carbonifère (333 - 253 Ma) : elle affecte le Gondwana (= ancien continent regroupant l’Afrique, l’Amérique du Sud, l’Inde, l’Australie et l’Antarctique). On trouve des indices de cette glaciation de l’Afrique du Sud à la péninsule arabique, et de Madagascar à l’est à la Namibie à l’ouest.

Les autres périodes géologiques semblent plus chaudes, même si très localement quelques glaciers ont pu se développer (par exemple au Brésil à la fin du Dévonien selon Caputo, 1985).

Le Mésozoïque (de 251 à 66 Ma)

Le climat de cette ère géologique est généralement considéré comme chaud et aride dans son ensemble, même s’il faut cependant un peu nuancer cette affirmation. Certains scientifiques pensent qu’entre le milieu du Jurassique et et le milieu du Crétacé, des glaciers tempérés auraient pu se former (Kemper, 1987 ; Frakes & Francis, 1988 ; 1990).

Au Trias comme au Jurassique, tous les continents étaient regroupés en un seul (la Pangée), ce qui accentuait encore la continentalisation du climat (avec une aridité accrue). Le Crétacé supérieur, avec le début du Cénozoïque, est considéré comme l’une des périodes les plus chaudes de la fin du Phanérozoïque, avec une température moyenne globale plus élevée de l’ordre de 6°C que l’actuel (Barron, 1983). Les pôles étaient libres de toute glace, et de telles températures ont permis notamment aux forêts ainsi qu’aux vertébrés de s’y implanter.

Le Cénozoïque (de 66 Ma à l’actuel)

Le début du Cénozoïque (Paléocène et début de l’Eocène) est donc particulièrement chaud (voir ci-dessus). La période la plus chaude se situe vers - 50 Ma et plusieurs indices suggèrent que les conditions tropicales s’étendaient 10 à 15° plus loin de l’équateur qu’aujourd’hui.

Un important refroidissement se produit vers - 40 à - 30 Ma (fin de l’Eocène / début Oligocène) ; c’est à cette époque que pourrait avoir débuté la mise en place des glaciers au niveau du pôle sud (Antarctique). Les principaux indices de ce refroidissement sont apportés par l’étude des isotopes de l’oxygène dans les tests des foraminifères (= microfossiles marins à coquille calcaire), et confirmés par celle des végétaux fossiles par exemple.

Une deuxième période de refroidissement se situe au cours du Miocène (-14 à - 12 Ma), également bien caractérisée par les études isotopiques et interprétée comme une phase de  de croissance rapide de la calotte Antarctique (Savin, 1977).

Le Quaternaire (de 2,58 Ma à l’actuel)

Le Quaternaire constitue une courte période dans la partie terminale du Cénozoïque, et comprend deux époques, le Pléistocène et l’Holocène.

Le Pléistocène (de 2,58 Ma à 11 700 ans)

Depuis environ 2,6 Ma, c’est-à-dire depuis le début du Pléistocène, le climat de la Terre est marqué par l’alternance de périodes froides et chaudes, appelées périodes glaciaires et périodes interglaciaires. Entre 2,6 Ma et 1 Ma, il y a eu environ 40 glaciations (soit une périodicité moyenne de 40 000 ans, voire de 20 000 ans). Chacune de ces glaciations a entraîné une baisse importante de niveau marin, d’une amplitude maximale estimée à 50 m (car une grande quantité d’eau est stockée sous forme de glace). Depuis 700 000 ans, la périodicité moyenne des glaciations est plutôt de 100 000 ans, avec une baisse de niveau marin qui peut atteindre 120 à 130 m : l’épaisseur des calottes polaires s’est donc accrue par rapport à la période précédente. Ces périodicités révélées par l’étude des glaciations semblent correspondre aux variations des paramètres orbitaux de la Terre (voir ci-dessus), c’est la théorie astronomique des paléoclimats (développée par l’astronome serbe Milutin Milankovith au milieu du XX^ème siècle).

La répartition des périodes chaudes et froides n’est pas équivalente, en effet, au cours des derniers 2 Ma, on estime que les périodes interglaciaires représentent seulement 10 % du total. Les périodes froides dominent donc largement.

Les glaciations ont été des phénomènes considérables à l’échelle de la planète ou, tout au moins, de l’hémisphère Nord. Au plus fort de l’extension de la dernière glaciation, il y a environ 20 000 ans :

• Le niveau marin était environ 120 m plus bas que l’actuel
• La température moyenne globale était environ inférieure de 5 °C à la température actuelle
• Une grande partie des continents de l’hémisphère nord était recouverte de glace, qui pouvait atteindre une épaisseur de 3 000 m : les glaciers par exemple atteignaient Berlin en Allemagne, et étaient aux portes de Londres, le massif montagneux des Alpes en Europe était recouvert de glaciers très étendus dont l’épaisseur pouvait atteindre 1000 m
• La végétation des zones de moyenne et haute latitude était très différente de l’actuel, et la faune qui y vivait également
• L’Atlantique Nord (au Nord de l’Espagne) était plus froid qu’aujourd’hui d’une dizaine de degrés et ce n’est qu’au Sud de Gibraltar que l’on rencontrait des eaux tempérées.
• Par contre, dans les régions tropicales, la température de l’océan n’était pas beaucoup plus basse qu’aujourd’hui

L’Holocène (de 11 700 ans à l’actuel)

Le climat de l’Holocène est relativement stable, il s’agit d’une période interglaciaire (= période chaude). La fin de la dernière période glaciaire s’est amorcée vers 18 000 ans, et la fonte des glaces s’est arrêtée il y a environ 6 000 ans. Depuis les épaisseurs de glace présentes au niveau du Groenland et de l’Antarctique ont été plus ou moins stables.

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Le changement climatique actuel

Nous avons vu précédemment que le climat de la Terre était changeant, complexe et résultat de l’intéraction de nombreux facteurs. Au cours de ces dernières décennies, l’influence de l’activité humaine sur le climat a joué un rôle de plus en plus important.

Ce changement climatique est maintenant bien documenté et fait l’objet de très nombreuses études scientifiques, notamment synthétisées dans les différents rapports établis par les scientifiques du GIEC – en français (Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat) ou de l’IPCC – en anglais (Intergovernmental Panel on Climate Change). Le prochain rapport des experts est attendu pour 2022.

Toutes ces données indiquent que la Terre connaît actuellement un changement climatique, parfois qualifié de réchauffement climatique car les températures moyennes ont augmenté (d’environ 1°C depuis le milieu du XIX^ème siècle). Ce réchauffement n’est cependant pas similaire partout sur Terre, il peut être plus ou moins important, et il va de pair avec une augmentation de la teneur en GES dans l’atmosphère :

Moyenne annuelle et mondiale des anomalies de la température de surface combinant les terres émergées et les océans par rapport à la moyenne établie pour la période 1986 - 2005. Les différentes ensembles de données sont représentés par des courbes de couleurs différentes (rapport du GIEC, 2014).

Concentrations atmosphériques des gaz à effet de serre que sont le dioxyde de carbone (CO₂, en vert), le méthane (CH₄, en orange) et l’oxyde nitreux (N₂O, en rouge) déterminées à partir de l’analyse de carottes de glace pour les données les plus anciennes (points) et obtenues par mesure directe dans l’atmosphère pour les données récentes (courbes).(rapport du GIEC, 2014).

Les scientifiques essaient donc de déterminer la part de l’activité humaine dans ce changement, et surtout de prévoir l’évolution future du climat, mais de telles prévisions sont extrêmement difficiles et les incertitudes nombreuses, et c’est pourquoi de nombreux scénarios sont envisagés.

Pour conclure, j’insiste sur le fait si le climat évolue constamment (les archives sédimentaires nous le prouvent), en revanche, un changement climatique important et particulièrement rapide menacerait grandement la biodiversité et donc l’humanité, avec des conséquences désastreuses : montée importante du niveau des mers, intensification des évènements extrêmes (périodes de sécheresse, inondations, tempêtes), pénuries alimentaires. Pour plus d’informations, je vous invite à consulter les rapports émis par les experts de l’IPCC et du GIEC.

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Références :

• Barron E.J., 1983 - A warm equable Cretaceous : the nature of the problem. Earth Sci. Rev. 19, p. 305 - 338.
• Beuf S., Biju-Duval B., DeCharpal O., Rognou P., Gariel O & Bennoef A., 1971 - Les grès du Paléozoïque Inférieur au Sahara – Sédimentation et Discontinuités, Evolution Structurale d’un Craton. Inst. Fr. Pétroles-Sci. Tech. Pétroles. 18, 454 p.
• Caputo M.V., 1985 - Late Devonian glaciation in South America. Palaeogeogr., Palaeoclimat., Palaeoecol. 51, p. 291 - 317.
• Etienne J.L., Allen P.A., Rieu R. & Le Guerroué E., 2007 - Neoproterozoic glaciated basins: A critical review of the Snowball Earth hypothesis by comparison with Phanerozoic glaciations. In Michael Hambrey, Poul Christoffersen, Neil Glasser and Bryn Hubbard (eds.). Glacial Sedimentary Processes and Products. IAS Special Publication. 39. Malden, MA: IAS/Blackwell. p. 343–399. https://doi.org/10.1002/9781444304435.ch19
• Fouquart Yves, 2003 - Le climat de la Terre. Presses Universitaires du Septentrion, Villeneuve d’Ascq, 168 p. Edition mise en ligne sur OpenEdition Books le 25 septembre 2019 (DOI : 10.4000/books.septentrion.52789) : https://books.openedition.org/septentrion/52789
  333, p. 547 - 549.NatureFrakes L.A. & Francis J.E., 1988 – A guide to Phanerozoic cold polar climates from high-latitude ice-rafting in the Cretaceous.
• Frakes L.A. & Francis J.E., 1990 - Cretaceous palaeoclimates. In Cretaceous Resources, Events and Rhythms, ed. R.N. Ginsburg and B. Beaudoin, KLUWER ACADEMIC Publishers, p. 273 - 287.
• Frakes L.A., Francis J.E. & Syktus J.I., 1992 - Climate Modes of the Phanerozoic : The history of the Earth’s climate over the past 600 millions years. Cambridge University Press, 274 p.
• GIEC, 2014 - Changements climatiques 2014 : Rapport de synthèse. Contribution des Groupes de travail I, II et III au cinquième Rapport d’évaluation du Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat [Sous la direction de l’équipe de rédaction principale, R.K. Pachauri et L.A. Meyer]. GIEC, Genève, Suisse, 161 p.
• Kemper E., 1987 - Das klima der Kreide-Zeit. Geol. Jb. A96, p. 5-185.
• Mélières M.A. & Maréchal Ch., 2015 - Climate Change : Past, Present and Future. Wiley Blackwell, 391 p.
• Micheels A. & Montenari M., 2008 - A snowball Earth versus a slushball Earth: Results from Neoproterozoic climate modeling sensitivity experiments. Geosphere. 4 (2), p. 401 - 410. https://doi.org/10.1130/GES00098.1
• Savin S.M., 1977 - The history of the Earth’s surface temperature during the past 100 Ma. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 5, p. 319 - 355.
• Walker G., 2003 - Snowball Earth. Bloomsbury Publishing, 269 p.

Pour en savoir plus :

• Sur la Terre Boule de neige : https://lejournal.cnrs.fr/articles/quand-la-terre-etait-une-boule-de-neige
• Reconstitution de la position des continents, des paléoclimats : http://www.scotese.com/Default.htm
• Pour consulter les différents rapports de l’IPCC (en anglais) : https://www.ipcc.ch/
• Pour consulter les différents rapports du GIEC (en français) : https://www.ipcc.ch/languages-2/francais/

(page publiée en juillet 2020)

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