Malgré le fait que le bilan radiatif équilibré, il n’en demeure pas moins que l’énergie absorbée est inégalement répartie. Ceci est lié à de grandes différences altitudinales et longitudinales.

IV-1. L’inégale répartition du rayonnement solaire

Le rayonnement solaire varie avec :

La latitude : Le rayonnement solaire diminue de l’équateur vers les pôles

L’inclinaison des rayons solaires : Le rayonnement solaire reçu par une surface est inversement proportionnelle à l’angle d’incidence des rayons.

Elle varie aussi avec les saisons et la période de la journée (nuit/jour).

Le bilan radiatif est excédentaire au niveau de l’équateur et il est déficitaire au niveau des pôles. En effet, l’équateur reçoit plus d’énergie qu’elle n’en perd tandis que le contraire est observé au niveau des zones polaires. La conséquence à ce déséquilibre est le transfert d’énergie des zones chaudes (au niveau de l’équateur) vers les zones froides (zones polaires). Ce transfert d’énergie est avec la force de coriolis à l’origine du mouvement des masses d’air (mouvements atmosphériques) et des masses d’eau (mouvement océaniques).

IV-2. Les mouvements atmosphériques

Ils sont liés à des différences de températures et de pressions entre les zones chaudes et froides. Ces différences sont à l’origine de la circulation des masses d’air selon un circuit appelé cellule de convection.  A l’équateur, on retrouve des cellules équatoriales ou cellules de de Hadley, aux pôles, les cellules polaires et entre les deux on retrouve les cellules intermédiaires ou cellules de FERREL. C’est la mise en fonction conjointe et coordonné de ces différentes de convection qui conduit à la circulation des masses d’air de l’équateur aux pôles. L’air chaud, à cause de sa faible densité à tendance à s’élever créant une dépression ; tandis que l’air froid, à cause de sa densité plus élevée, se déplacent des zones de hautes pressions (anticyclone) vers les zones de basses pressions ou dépressions. La force de coriolis  agit en déviant le trajet des vents vers la droite dans l’hémisphère Nord et vers la gauche dans l’hémisphère Sud.

Représentation simplifié de la circulation atmosphérique

IV-3. Les mouvements océaniques

Ils sont de deux types : les mouvements superficiels et les mouvements profonds

IV-3-1. Les mouvements superficiels

Ils sont régis par les vents et la force de coriolis. Les eaux superficielles circulent rapidement.

IV-3-1-2. Les mouvements profonds

Ils dépendent de la densité des eaux, cette dernière étant elle-même fonction de la température et de la salinité de ces eaux. Au nord de l’océan Atlantique, la formation des glaces est à l’origine du refroidissement des eaux et de l’augmentation de leur salinité. Devenues plus denses, ces eaux s’enfoncent sous les eaux plus chaudes et moins denses et forment des courants froids et profonds qui circulent lentement dans tous les océans.  En réponse à cet entrainement en profondeur des eaux denses et froides, les eaux plus chaudes et moins denses se déplacent vers la surface et la réchauffe.