La complexité du système climatique

Le système climatique est l'ensemble des interactions entre différentes composantes de la Terre. Il ne se limite pas à l'atmosphère, mais inclut toutes les parties de la planète qui influencent le climat.

Les principales composantes sont :

• Atmosphère : C'est l'enveloppe gazeuse qui entoure la Terre. Elle est composée principalement d'azote (N2, ~78%), d'oxygène (O2, ~21%) et d'autres gaz en petites quantités comme l'argon, le dioxyde de carbone (CO2) et la vapeur d'eau. L'atmosphère est cruciale car elle régule la température de surface de la Terre grâce à l'effet de serre naturel. Elle est également le siège des phénomènes météorologiques.
• Hydrosphère : Elle regroupe toute l'eau présente sur Terre, sous toutes ses formes : océans, mers, lacs, rivières, nappes phréatiques, ainsi que l'eau atmosphérique (nuages, vapeur d'eau). Les océans, en particulier, jouent un rôle majeur dans le transport de chaleur et l'absorption de CO2.
• Cryosphère : C'est l'ensemble des surfaces gelées de la Terre. Elle comprend les calottes glaciaires (Groenland, Antarctique), les glaciers, la neige, le permafrost (sol gelé en permanence) et la banquise (glace de mer). La cryosphère a une grande influence sur le bilan énergétique de la Terre en réfléchissant une partie du rayonnement solaire (phénomène d'albédo).
• Lithosphère : Il s'agit de la partie solide de la Terre, comprenant la croûte terrestre et la partie supérieure du manteau. Les continents, les montagnes, les volcans et la composition des sols influencent les cycles biogéochimiques (comme le cycle du carbone) et la circulation atmosphérique et océanique.
• Biosphère : Elle englobe l'ensemble des êtres vivants (plantes, animaux, micro-organismes) et leurs milieux de vie. La biosphère interagit fortement avec l'atmosphère et l'hydrosphère, notamment via la photosynthèse (absorption de CO2) et la respiration (rejet de CO2). Les forêts, par exemple, sont d'importants puits de carbone.

Ces cinq composantes sont constamment en interaction, formant un système dynamique et complexe.

Les différentes composantes du système climatique ne sont pas isolées ; elles échangent en permanence de l'énergie et de la matière, créant un réseau complexe d'interactions.

• Échanges d'énergie : Le soleil est la principale source d'énergie du système climatique. Cette énergie est absorbée, réfléchie et redistribuée entre l'atmosphère, les océans, les terres et la glace. Par exemple, l'océan absorbe une grande partie de l'énergie solaire et la redistribue via les courants marins. L'atmosphère transporte la chaleur des régions équatoriales vers les pôles.
• Échanges de matière : Des substances comme l'eau et le carbone circulent continuellement entre les différentes composantes.
  • Le cycle de l'eau (évaporation, condensation, précipitations) implique l'hydrosphère, l'atmosphère et la biosphère.
  • Le cycle du carbone implique l'atmosphère (CO2), la biosphère (photosynthèse, respiration), l'hydrosphère (absorption par les océans) et la lithosphère (roches carbonatées, combustibles fossiles).
• Boucles de rétroaction : Les interactions peuvent créer des boucles de rétroaction, où la modification d'une composante entraîne une modification d'une autre, qui à son tour affecte la première.
  • Une boucle de rétroaction positive amplifie un changement initial. Par exemple, la fonte de la glace (cryosphère) réduit l'albédo, ce qui augmente l'absorption d'énergie solaire, ce qui fait fondre encore plus de glace.
  • Une boucle de rétroaction négative atténue un changement initial. Par exemple, une augmentation du CO2 atmosphérique pourrait stimuler la croissance des plantes (biosphère), qui absorberaient alors plus de CO2, limitant ainsi l'augmentation initiale.
• Dynamique du système : Ces interactions rendent le système climatique dynamique et sujet à des variations à différentes échelles de temps et d'espace.

Les phénomènes climatiques se manifestent sur une très large gamme d'échelles de temps et d'espace, ce qui rend leur étude complexe.

• Variabilité naturelle : Le climat n'est pas statique ; il varie naturellement.
  • À l'échelle annuelle ou décennale, on observe des phénomènes comme El Niño (Oscillation australe) ou la variabilité des moussons.
  • À l'échelle de plusieurs milliers d'années, les cycles de Milankovitch (variations de l'orbite terrestre, de l'inclinaison de son axe et de la précession) expliquent les alternances de périodes glaciaires et interglaciaires.
• Changements à long terme : Les changements climatiques majeurs, comme ceux liés aux ères glaciaires ou au réchauffement actuel, s'étendent sur des siècles, des millénaires, voire des millions d'années.
• Phénomènes locaux : Certains phénomènes climatiques sont très localisés, comme les microclimats urbains, les brises de mer ou les orages.
• Phénomènes globaux : D'autres ont une portée planétaire, comme l'effet de serre, les grandes circulations océaniques et atmosphériques (cellules de Hadley, courants jet) ou le réchauffement climatique global.

Comprendre ces différentes échelles est fondamental pour distinguer la variabilité naturelle du climat des changements induits par les activités humaines.

La Terre reçoit de l'énergie de deux sources principales :

• Rayonnement solaire : C'est de loin la source d'énergie la plus importante. Le Soleil émet un rayonnement électromagnétique dans toutes les directions. Une infime partie de ce rayonnement atteint la Terre. Ce rayonnement est principalement constitué de lumière visible, d'ultraviolets et d'infrarouges proches.
  • La constante solaire est la quantité d'énergie solaire reçue par unité de surface et par unité de temps au sommet de l'atmosphère terrestre, sur une surface perpendiculaire aux rayons du soleil. Sa valeur moyenne est d'environ 1361 W/m². Cependant, une partie de ce rayonnement est réfléchie avant d'atteindre le sol.
  • L'albédo est la proportion de rayonnement solaire réfléchie par une surface. Une surface claire (neige, glace, nuages) a un albédo élevé (elle réfléchit beaucoup de lumière), tandis qu'une surface sombre (océan, forêt) a un albédo faible (elle absorbe beaucoup de lumière). L'albédo moyen de la Terre est d'environ 30%, ce qui signifie que 30% de l'énergie solaire incidente est directement renvoyée vers l'espace.
• Énergie interne de la Terre : La Terre émet également une faible quantité de chaleur provenant de son intérieur (décroissance radioactive des éléments, chaleur résiduelle de la formation de la Terre). Cette source est négligeable par rapport au rayonnement solaire pour le climat de surface.

Une fois que le rayonnement solaire pénètre l'atmosphère, il subit plusieurs transformations :

• Rayonnement visible : Une grande partie du rayonnement solaire qui atteint la Terre est dans le spectre visible. Ce rayonnement traverse l'atmosphère relativement facilement et est absorbé par la surface terrestre (sols, océans, végétation), ce qui réchauffe la Terre.
• Rayonnement infrarouge : La surface terrestre, une fois réchauffée, émet à son tour de l'énergie sous forme de rayonnement infrarouge (IR), un type de rayonnement invisible pour l'œil humain.
• Gaz à effet de serre (GES) : Certains gaz présents dans l'atmosphère ont la propriété d'absorber une partie de ce rayonnement infrarouge émis par la Terre, puis de le réémettre dans toutes les directions, y compris vers la surface terrestre. Ce sont les gaz à effet de serre. Les principaux GES naturels sont la vapeur d'eau (H2O), le dioxyde de carbone (CO2), le méthane (CH4) et le protoxyde d'azote (N2O).
• Effet de serre naturel : Ce phénomène d'absorption et de réémission du rayonnement infrarouge par les GES est appelé l'effet de serre naturel. Il est essentiel à la vie sur Terre. Sans lui, la température moyenne à la surface de la Terre serait d'environ -18°C, bien trop froide pour la plupart des formes de vie. Grâce à l'effet de serre naturel, la température moyenne est d'environ +15°C.

Pour que la température moyenne de la Terre reste stable, la quantité d'énergie reçue doit être égale à la quantité d'énergie émise. C'est l'équilibre du bilan radiatif.

• Température d'équilibre : Si la Terre absorbait plus d'énergie qu'elle n'en émettait, sa température augmenterait jusqu'à ce qu'un nouvel équilibre soit atteint. Inversement, si elle émettait plus qu'elle n'absorbait, elle se refroidirait.
• Forçage radiatif : Un forçage radiatif est une perturbation de l'équilibre énergétique de la Terre. Il se mesure en Watts par mètre carré (W/m²). Un forçage radiatif positif (par exemple, une augmentation des GES) tend à réchauffer le système, tandis qu'un forçage radiatif négatif (par exemple, une augmentation de l'albédo due aux aérosols volcaniques) tend à le refroidir.
• Déséquilibre énergétique : Actuellement, les activités humaines (notamment l'émission de GES) ont entraîné un forçage radiatif positif. La Terre absorbe plus d'énergie qu'elle n'en réémet, ce qui conduit à un déséquilibre énergétique et à une accumulation de chaleur dans le système climatique.
• Réchauffement climatique : Ce déséquilibre se manifeste par une augmentation de la température moyenne de la surface terrestre, c'est le réchauffement climatique. Environ 90% de cette chaleur supplémentaire est absorbée par les océans.

Une boucle de rétroaction positive est un processus qui amplifie un changement initial, le rendant plus important. Elles peuvent accélérer le réchauffement climatique.

• Rétroaction de la vapeur d'eau : C'est la rétroaction positive la plus puissante.
  1. Le réchauffement initial (dû à une augmentation du CO2, par exemple) entraîne une évaporation accrue de l'eau des océans et des sols.
  2. La vapeur d'eau est un puissant gaz à effet de serre.
  3. L'augmentation de la vapeur d'eau dans l'atmosphère renforce l'effet de serre, ce qui provoque un réchauffement additionnel.
  4. Ce réchauffement supplémentaire entraîne encore plus d'évaporation, et ainsi de suite.
• Rétroaction de l'albédo de la glace :
  1. Le réchauffement initial fait fondre la neige et la glace (banquise, glaciers).
  2. La glace et la neige ont un albédo élevé (elles réfléchissent bien la lumière). Lorsqu'elles fondent, elles sont remplacées par de l'eau ou de la terre, qui ont un albédo plus faible (elles absorbent plus de lumière).
  3. L'absorption accrue de rayonnement solaire par les surfaces plus sombres entraîne un réchauffement supplémentaire.
  4. Ce réchauffement accélère à son tour la fonte des glaces.
• Dégazage du permafrost :
  1. Le réchauffement des régions arctiques entraîne le dégel du permafrost (sol gelé en permanence).
  2. Le permafrost contient d'énormes quantités de matière organique piégée. En dégelant, cette matière est décomposée par des micro-organismes, libérant du dioxyde de carbone (CO2) et surtout du méthane (CH4), un GES beaucoup plus puissant que le CO2 à court terme.
  3. L'augmentation de ces GES dans l'atmosphère accentue l'effet de serre et le réchauffement.
  4. Ce réchauffement supplémentaire provoque un dégel encore plus important du permafrost.
• Amplification du réchauffement : Ces boucles de rétroaction positives montrent comment un petit changement initial peut être amplifié, conduisant à une accélération du réchauffement climatique.

Une boucle de rétroaction négative est un processus qui tend à atténuer un changement initial, le ramenant vers un équilibre. Elles peuvent stabiliser le système.

• Rétroaction des nuages (incertaine) : Le rôle des nuages est l'une des plus grandes incertitudes de la modélisation climatique.
  • Les nuages peuvent avoir un effet refroidissant en réfléchissant le rayonnement solaire (albédo élevé).
  • Ils peuvent aussi avoir un effet réchauffant en piégeant le rayonnement infrarouge émis par la Terre (effet de serre).
  • Selon leur type (altitude, épaisseur, composition) et la manière dont le changement climatique les affecte, l'effet net des nuages pourrait être une rétroaction positive ou négative. Actuellement, la plupart des modèles suggèrent un léger effet de rétroaction positive nette, mais c'est un domaine de recherche actif.
• Absorption du CO2 par les océans :
  1. Une augmentation du CO2 atmosphérique entraîne une augmentation de l'absorption de CO2 par les océans.
  2. Ceci réduit la concentration de CO2 dans l'atmosphère, modérant ainsi l'effet de serre et le réchauffement.
  3. Cependant, cette rétroaction a des limites et des conséquences : l'absorption excessive de CO2 par les océans conduit à leur acidification, ce qui menace la vie marine (coraux, coquillages).
• Stabilisation du système / Limitation du réchauffement : Les boucles de rétroaction négatives agissent comme des mécanismes de régulation. Sans elles, le système climatique serait potentiellement beaucoup plus instable. Cependant, l'ampleur actuelle des perturbations anthropiques peut dépasser la capacité de ces boucles à stabiliser le système.

Le climat de la Terre a toujours varié naturellement, bien avant l'influence humaine. Ces variations sont dues à des facteurs astronomiques ou géologiques.

• Cycles de Milankovitch : Ce sont des variations cycliques des paramètres orbitaux de la Terre qui affectent la répartition de l'énergie solaire reçue.
  • Excentricité (forme de l'orbite terrestre autour du soleil, cycle de ~100 000 ans).
  • Obliquité (inclinaison de l'axe de rotation de la Terre par rapport à son plan orbital, cycle de ~41 000 ans).
  • Précession (oscillation de l'axe de rotation de la Terre, cycle de ~23 000 ans). Ces cycles sont les principaux moteurs des alternances glaciaires/interglaciaires sur des centaines de milliers d'années.
• Éruptions volcaniques : Les éruptions volcaniques massives peuvent injecter de grandes quantités d'aérosols (particules fines) et de gaz (comme le dioxyde de soufre) dans la stratosphère. Ces aérosols réfléchissent le rayonnement solaire, ce qui peut entraîner un refroidissement temporaire du climat (quelques mois à quelques années).
• Activité solaire : L'énergie émise par le Soleil n'est pas parfaitement constante. Elle varie légèrement sur des cycles d'environ 11 ans (cycle des taches solaires). Ces variations peuvent influencer le climat terrestre, mais leur impact est considéré comme faible par rapport au forçage radiatif des GES.
• Oscillations océaniques (ENSO) : Des phénomènes comme El Niño-Southern Oscillation (ENSO) sont des variations naturelles de la température de surface de l'océan Pacifique équatorial. Ils ont des impacts climatiques mondiaux sur la circulation atmosphérique, les précipitations et les températures, mais leur influence est de l'ordre de quelques années.

Il est crucial de distinguer ces variations naturelles des changements climatiques anthropiques. Bien que la variabilité naturelle puisse masquer ou accentuer temporairement la tendance au réchauffement, elle ne peut expliquer l'augmentation soutenue et rapide des températures observée depuis la révolution industrielle.

L'océan joue un rôle fondamental dans la redistribution de l'énergie thermique sur la planète.

• Courants marins : Les océans sont parcourus par de vastes systèmes de courants, comparables à des rivières ou des fleuves, qui transportent d'énormes quantités de chaleur.
  • Les courants de surface sont principalement entraînés par les vents et la force de Coriolis. Ils transportent l'eau chaude des régions équatoriales vers les pôles. L'exemple le plus connu est le Gulf Stream dans l'Atlantique Nord, qui adoucit le climat de l'Europe de l'Ouest.
  • Les courants profonds sont liés à la différence de densité de l'eau (température et salinité).
• Circulation thermohaline : C'est un vaste système de courants océaniques profonds, parfois appelé "tapis roulant océanique".
  1. Dans les régions polaires (Atlantique Nord, Antarctique), l'eau froide et salée (suite à la formation de glace de mer qui expulse le sel) devient plus dense et plonge vers les profondeurs.
  2. Cette eau profonde se déplace ensuite lentement à travers les bassins océaniques.
  3. Elle remonte à la surface dans d'autres régions (phénomène d'upwelling), se réchauffe et retourne vers les pôles en surface. Cette circulation transporte la chaleur des tropiques vers les hautes latitudes et joue un rôle crucial dans la régulation des climats régionaux et mondiaux.
• Distribution de la chaleur : Les océans absorbent une grande partie de l'énergie solaire incidente et la redistribuent sur le globe. Sans ce transport, les écarts de température entre l'équateur et les pôles seraient bien plus extrêmes.
• Régulation thermique : Grâce à l'énorme capacité calorifique de l'eau, les océans agissent comme un gigantesque volant thermique. Ils absorbent une quantité considérable de chaleur sans que leur température n'augmente de manière drastique, ce qui modère les variations de température atmosphérique à l'échelle saisonnière et annuelle. C'est pourquoi l'océan est qualifié de "tampon thermique".

L'océan est le plus grand réservoir de carbone actif sur Terre, jouant un rôle crucial dans le cycle du carbone.

• Solubilité du CO2 : Le dioxyde de carbone (CO2) est soluble dans l'eau de mer. L'océan absorbe une partie significative du CO2 atmosphérique. Plus la concentration atmosphérique de CO2 est élevée, plus l'océan en absorbe. La solubilité du CO2 diminue cependant avec l'augmentation de la température de l'eau.
• Pompe biologique : C'est le processus par lequel le carbone est transporté des eaux de surface vers les profondeurs de l'océan par l'activité des organismes vivants.
  1. Le phytoplancton (micro-organismes végétaux) absorbe le CO2 dissous dans l'eau de surface par photosynthèse.
  2. Ce carbone est ensuite transféré aux organismes du zooplancton et aux poissons qui se nourrissent du phytoplancton.
  3. Lorsque ces organismes meurent, leurs débris organiques et leurs coquilles (riches en carbonate de calcium) coulent vers le fond de l'océan, séquestrant ainsi le carbone pour des centaines, voire des milliers d'années.
• Pompe de solubilité : C'est le processus physico-chimique par lequel le CO2 est absorbé à la surface, transporté vers les profondeurs par la circulation thermohaline, et séquestré dans les eaux profondes. L'eau froide des pôles, plus dense et plus riche en CO2 dissous, plonge et transporte ce carbone vers les abysses.
• Acidification des océans : L'absorption massive de CO2 par l'océan a une conséquence majeure : l'acidification des océans. Le CO2 réagit avec l'eau pour former de l'acide carbonique ($H_2CO_3$), ce qui diminue le pH de l'eau de mer. Ce phénomène menace les organismes marins à coquille calcaire (coraux, mollusques, plancton calcaire) et perturbe les écosystèmes marins.

Le réchauffement climatique a des conséquences profondes et multiples sur les océans.

• Dilatation thermique : L'eau, comme la plupart des substances, se dilate lorsqu'elle se réchauffe. L'augmentation de la température des masses d'eau océaniques entraîne une augmentation de leur volume, contribuant à l'élévation du niveau marin. C'est le principal facteur de l'élévation du niveau marin au cours du XXe siècle.
• Fonte des glaces : La fonte des glaciers continentaux et des calottes glaciaires (Groenland, Antarctique) ajoute de l'eau douce aux océans, contribuant également à l'élévation du niveau marin. La fonte de la banquise (glace de mer) n'a qu'un effet négligeable sur le niveau marin, car la glace est déjà dans l'eau.
• Élévation du niveau marin : La combinaison de la dilatation thermique et de la fonte des glaces continentales provoque une élévation globale du niveau marin, menaçant les zones côtières basses, les îles et les infrastructures.
• Changements de courants : Le réchauffement des océans et l'apport d'eau douce (fonte des glaces) peuvent modifier la salinité et la densité de l'eau, ce qui pourrait potentiellement perturber la circulation thermohaline. Un ralentissement ou un arrêt de cette circulation aurait des conséquences climatiques majeures, notamment sur le climat de l'Europe.
• Autres impacts : Les océans subissent également une augmentation de la température (vagues de chaleur marines), une désoxygénation (baisse de la concentration en oxygène dissous) et des perturbations des écosystèmes marins (déplacement d'espèces, blanchiment des coraux).

Les modèles climatiques sont des représentations mathématiques et numériques du système climatique.

• Équations physiques : Ils sont basés sur les lois fondamentales de la physique (conservation de l'énergie, de la masse, de la quantité de mouvement) qui régissent les fluides (atmosphère, océans) et les transferts d'énergie. Ces équations décrivent les mouvements de l'air et de l'eau, les changements de phase de l'eau, les transferts de chaleur radiatifs, etc.
• Paramétrisations : De nombreux processus physiques se produisent à des échelles trop petites pour être directement représentés dans les modèles (par exemple, la formation des nuages, les turbulences). Ces processus sont donc paramétrés, c'est-à-dire qu'ils sont représentés de manière simplifiée par des relations empiriques basées sur des observations et des théories. C'est une source d'incertitude importante.
• Grilles spatiales : La Terre est divisée en une grille tridimensionnelle (latitude, longitude, altitude/profondeur). Les équations physiques sont résolues numériquement pour chaque "boîte" de cette grille, et les interactions entre les boîtes sont calculées. Plus la résolution de la grille est fine, plus le modèle est précis, mais plus il est coûteux en calcul.
• Calculs numériques : Les modèles climatiques sont exécutés sur de supercalculateurs, qui effectuent des calculs complexes sur des périodes de temps très longues (souvent des siècles ou des millénaires simulés) pour projeter l'évolution du climat. Ils simulent les interactions entre l'atmosphère, l'océan, la terre et la glace.

Malgré leur sophistication, les modèles climatiques comportent des limites et des incertitudes inhérentes.

• Résolution spatiale : La résolution des modèles est encore limitée. Cela signifie que les phénomènes locaux (comme les tempêtes individuelles ou les processus topographiques complexes) ne sont pas toujours représentés avec une précision suffisante, et que les phénomènes à petite échelle doivent être paramétrés.
• Représentation des nuages : La formation, l'évolution et les propriétés radiatives des nuages sont parmi les plus grandes sources d'incertitude dans les modèles. Comme mentionné précédemment, les nuages peuvent à la fois refroidir (réflexion du rayonnement solaire) et réchauffer (piège à infrarouges), et leur comportement futur est difficile à prévoir.
• Connaissances des processus : Notre compréhension de certains processus climatiques (par exemple, le cycle du carbone dans les sols, le comportement des calottes glaciaires, certaines boucles de rétroaction) n'est pas encore parfaite, ce qui introduit des incertitudes dans les modèles.
• Scénarios d'émissions : La principale source d'incertitude pour les projections climatiques futures ne vient pas des modèles eux-mêmes, mais de l'incertitude quant aux futures émissions de gaz à effet de serre par les activités humaines. Ces émissions dépendent des choix sociétaux, économiques et politiques futurs, qui sont impossibles à prédire avec certitude.

Pour aborder l'incertitude liée aux futures émissions, le Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat (GIEC) utilise différents scénarios d'émissions.

• Anciens scénarios (RCP - Representative Concentration Pathways) : Utilisés dans le 5ème rapport du GIEC (AR5). Les RCP décrivent différentes trajectoires de concentration de gaz à effet de serre dans l'atmosphère, mesurées en termes de forçage radiatif en 2100 (par exemple, RCP2.6, RCP4.5, RCP6.0, RCP8.5, où le chiffre indique le forçage radiatif en W/m²). Ils ne décrivaient pas les trajectoires socio-économiques sous-jacentes.
• Nouveaux scénarios (SSP - Shared Socioeconomic Pathways) : Utilisés dans le 6ème rapport du GIEC (AR6). Les SSP sont plus complets car ils décrivent non seulement différentes concentrations de GES et trajectoires d'émissions, mais aussi des évolutions socio-économiques futures plausibles :
  • SSP1 (Développement durable) : Monde durable, coopération internationale, faible croissance démographique, faible intensité carbone.
  • SSP2 (Voie médiane) : Scénario "business as usual", pas de changements majeurs dans les tendances sociales ou économiques.
  • SSP3 (Rivalité régionale) : Nationalisme croissant, inégalités, faible coopération internationale.
  • SSP4 (Inégalité) : Forte disparité entre les riches et les pauvres.
  • SSP5 (Développement basé sur les combustibles fossiles) : Croissance économique rapide, forte consommation d'énergies fossiles, faible régulation environnementale. Ces scénarios sont combinés avec des niveaux de forçage radiatif (par exemple, SSP1-2.6 ou SSP5-8.5).
• Projections de température : Chaque scénario SSP/RCP conduit à différentes projections de température globale moyenne pour la fin du siècle. Par exemple, un scénario comme SSP1-2.6 (développement durable, faibles émissions) projette un réchauffement limité à +1.5°C à +2°C par rapport à l'ère préindustrielle, tandis qu'un scénario comme SSP5-8.5 (développement fossile, émissions très élevées) peut projeter un réchauffement de +4°C à +5°C, voire plus.
• Impacts futurs : Ces projections de température sont ensuite utilisées pour évaluer les impacts futurs du changement climatique sur les systèmes naturels et humains (élévation du niveau marin, événements météorologiques extrêmes, sécurité alimentaire, etc.), aidant ainsi à la prise de décision politique.

Les scénarios ne sont pas des prévisions, mais des outils pour explorer les conséquences de différentes actions et politiques. La connaissance de ces scénarios est essentielle pour comprendre l'éventail des futurs climatiques possibles et l'urgence de l'action.