climat

1

Présentation

climat, ensemble des phénomènes météorologiques terrestres caractéristiques d’une région et moyennés sur plusieurs décennies.

La détermination d’un climat repose sur l’analyse statistique du temps qu’il a fait chaque jour sur une longue période, en général de l’ordre de 30 années consécutives. Contrairement à la météorologie qui étudie les variations du temps à très court terme, la climatologie s’intéresse à l’analyse quantitative à plus long terme de la moyenne des paramètres requis pour caractériser les états de l’atmosphère — principalement la température de l’air, la lame d’eau précipitée, la durée d’insolation, la direction et la vitesse du vent. Le climat représente donc le « temps moyen » en un lieu donné.

Les climats apparaissent nuancés dans un espace régional (comme la France), contrastés à l’échelle d’un continent (comme l’Europe), et complètement différents à l’échelle du globe terrestre. La carte des climats montre ainsi une véritable mosaïque qui se traduit par des climats froids ou chauds, humides ou secs, tempérés ou extrêmes. Cette palette climatique, qui reflète prioritairement les contrastes d’énergie solaire reçue par la surface terrestre, est aussi largement influencée par la circulation générale atmosphérique (voir atmosphère), la circulation générale océanique (voir océan), ainsi que par le relief. De manière générale, le climat est finalement resté assez stable dans l’histoire de la Terre pour permettre l’existence et l’évolution de la vie (voir histoire de la vie sur Terre).

2

Le bilan radiatif et la théorie astronomique

Le mot climat vient du grec klima, qui fait référence à l’inclinaison des rayons solaires par rapport à la surface de la Terre. Cette étymologie souligne le rôle moteur que jouent le rayonnement solaire incident et l’énergie reçus par notre planète.

La théorie décrite entre les deux guerres mondiales par le Yougoslave Milutin Milanković est basée sur les quantités d’énergie solaire que reçoit la surface terrestre en fonction des variations de positionnement de la Terre par rapport au Soleil. Cette conjoncture influe directement sur la quantité de chaleur reçue par la Terre. Ce modèle, confirmé dans les années 1950-1960, identifie trois types de variation des paramètres de l’orbite terrestre autour de notre étoile. C’est tout d’abord la variation des paramètres de l’ellipsoïde que décrit la Terre autour du Soleil (forme plus ou moins allongée). Cette excentricité orbitale a une période de 100 000 ans. C’est ensuite l’obliquité de l’axe de la Terre par rapport au plan de son écliptique (plan de l’orbite terrestre) qui oscille suivant un mouvement de bascule. Cet angle, actuellement de 23 °27’, varie cependant entre 22° et 24,5° avec une périodicité d’environ 41 000 ans. Finalement, la précession (ou le décalage) des équinoxes est due à l’oscillation de l’axe de la Terre suivant la forme d’un cône, avec une périodicité plus courte s’étalant essentiellement entre 19 000 et 23 000 ans.

Ce schéma astronomique est globalement vérifié, même si le climat d’un point du globe peut avoir des spécificités locales, liées à l’influence du relief, à la circulation générale atmosphérique et à la circulation générale océanique. Toutefois, cette théorie est remise en cause par certains scientifiques qui relient l’évolution du climat à la seule activité solaire, observable par le nombre des taches solaires qui suit un cycle d’une durée moyenne de 11 ans (voir Soleil).

En raison de l’inclinaison de l’axe de rotation de la planète par rapport au plan de l’écliptique, les rayons solaires ne frappent jamais perpendiculairement le sol. De ce fait, tous les points de la Terre ne reçoivent pas la même quantité d’énergie, qui est en outre inégalement renvoyée dans l’atmosphère (voir albédo) en fonction de la latitude et de la nature des surfaces éclairées. Les hautes latitudes englacées réfléchissent en moyenne près de 50 p. 100 de l’énergie qu’elles reçoivent, contre 15 p. 100 pour les grands massifs forestiers.

Ce déséquilibre est quantifié par le bilan radiatif, qui représente la différence entre le rayonnement incident absorbé par la surface terrestre et l’atmosphère, et le rayonnement thermique ré-émis par cette même surface. À l’échelle du globe et sur une année entière, ce bilan est pratiquement nul. Cependant, il n’est jamais nul en un point donné du globe terrestre. En effet, ce bilan est positif dans les basses latitudes, tandis que les hautes latitudes possèdent un bilan largement déficitaire. Le bilan radiatif est nul aux alentours du 37^e parallèle. Ce phénomène est essentiellement lié à l’intensité solaire reçue, même si cela est modulé dans certaines zones par un fort albédo (les déserts chauds ou froids, par exemple). Par conséquent, la température devrait augmenter dans les régions de bilan radiatif positif et diminuer dans les zones de bilan radiatif négatif. Cependant, les circulations atmosphériques et océaniques permettent de redistribuer la chaleur de l’équateur vers les pôles. Ce transfert de chaleur représente donc une fonction essentielle du climat.

3

L’influence de la circulation générale atmosphérique

L’énergie solaire reçue influe largement sur le climat puisqu’elle entraîne une circulation atmosphérique sur l’ensemble du globe. La surface de la Terre étant plus échauffée sous les tropiques qu’aux pôles, ce gain de chaleur est redistribué par conduction (contact) et transferts de chaleur latente (évaporation). Schématiquement, on distingue une zone intertropicale de part et d’autre de l’équateur, deux zones tempérées aux moyennes latitudes, puis deux zones polaires au niveau des pôles.

Ce schéma global de description des climats en terme zonal n’est toutefois qu’une première approche simpliste, puisque ces grands ensembles climatiques sont largement nuancés à une échelle plus fine. On retrouve par exemple des sous-climats à l’intérieur du climat tropical, comme les climats semi-désertiques, tropicaux secs ou humides. En France, on rencontre également le climat méditerranéen, qui est décrit par des étés chauds et secs et des hivers généralement doux et pluvieux.

3.1

Zone intertropicale

Dans la zone intertropicale, les mouvements atmosphériques se caractérisent par des vents d’est (nord-est dans l’hémisphère Nord et sud-est dans l’hémisphère Sud) relativement constants, nommés alizés. Ces vents convergent au niveau de l’équateur, formant la zone de convergence intertropicale (ZCIT). Dans cette région où règnent en permanence des basses pressions, une convection verticale engendre une ascension de l’air, se chargeant en vapeur d’eau et provoquant ainsi l’apparition de grands amas nuageux. La position de la ZCIT n’est cependant pas fixe au cours de l’année, oscillant de part et d’autre de l’équateur selon les saisons — la ZCIT se rapproche des hautes latitudes durant l’été puis de l’équateur durant l’hiver. Cette oscillation suit le mouvement apparent du Soleil — se positionnant dans l’hémisphère Nord durant l’été boréal, puis dans l’hémisphère Sud durant l’été austral — et subit l’influence du déplacement latitudinal des anticyclones subtropicaux. Cependant, son oscillation n’est pas symétrique par rapport à l’équateur, compte tenu de l’inégale répartition des terres et des mers dans chaque hémisphère. Ce sont les fluctuations de cette ZCIT, associées aux précipitations, qui contrôlent le climat dans cette zone et produisent la succession des saisons, humides (saison des pluies) puis sèches (saison sèche). La différenciation des climats repose prioritairement sur ce seul critère pluviométrique, puisque la durée de jour ainsi que l’énergie solaire incidente varient peu.

La ZCIT se positionne deux fois par an (tous les six mois) au niveau de l’équateur — la première fois en mars et la seconde en septembre. Ces deux saisons des pluies entraînent un climat équatorial, chaud et humide, favorisant la croissance des grandes forêts de la planète (Congo en Afrique, Amazonie en Amérique du Sud, Indonésie en Asie). Ce climat est limité par l’isotherme 18 °C pour la moyenne des températures du mois le plus froid (une isotherme étant une courbe ou une surface caractérisée par des températures identiques). Cette température varie peu sur une journée et au cours de l’année : inférieure à 35 °C compte tenu de la déperdition de chaleur du fait de l’évaporation, mais supérieure à 18 °C compte tenu du peu de chaleur perdue en raison du fort couvert nuageux permanent.

Entre l’équateur et les tropiques, le climat tropical est dirigé par le phénomène de mousson. Dans cette région, une seule saison des pluies intervient au cours de l’été — entre mai et juillet dans l’hémisphère Nord, et entre novembre et février dans l’hémisphère Sud.

Au niveau des tropiques (tropique du Cancer au nord et tropique du Capricorne au sud), l’apparition de situations anticycloniques entraîne des climats semi-arides, arides puis désertiques. C’est à ce niveau que l’on rencontre les grands déserts de la planète, que ce soit au niveau du tropique Nord (Sahara en Afrique, désert mexicain) ou du tropique Sud (Kalahari en Afrique, Grand Désert Victoria en Australie). Les précipitations y sont extrêmement faibles (inférieures à 250 mm par an), avec des températures diurnes toujours élevées (maximales de 40-50 °C) et des températures nocturnes relativement froides en raison de l’importante perte de chaleur sous un ciel clair.