CHAPITRE 1 : LES DIVERSES COMPOSANTES DU SYSTÈME CLIMATIQUE, LEUR RÔLE RESPECTIF ET LEURS RELATIONS
I - Les pièces détachées du système climatique
La démarche analytique est là encore indispensable si l'on veut tenter ensuite une synthèse explicative du fonctionnement de cet assemblage dynamique. Il englobe plusieurs "milieux" physiques sous-jacents à l'atmosphère et qui entrent en contact avec elle : l'hydrosphère (ensemble des eaux présentes sous forme liquide à la surface de la Terre), la cryosphère (regroupant l'eau à l'état solide : neige et glace), la lithosphère (les roches et les sols), la biosphère (ensemble des êtres vivants et spécialement la flore) ; la présence de l'espèce humaine et les manipulations qu'elle inflige à son environnement accordent à l'antroposphère une place de moins en moins négligeable au sein de cet ensemble.
I - 1. L'atmosphère, une mince enveloppe gazeuse au centre du système climatique
Sa masse est légèrement supérieure à 5 milliards de tonnes, ce qui explique qu'elle exerce à la surface de la Terre un certain poids ou plus exactement une pression qui diminue progressivement en altitude selon une décroissance exponentielle de sorte qu'à 100 km elle n'atteint pas le millionième de sa valeur moyenne relevée au niveau de la mer. Dans ces conditions, on comprend facilement que vouloir assigner une épaisseur à l'atmosphère n'a pas de signification pratique puisqu'on s'achemine progressivement vers l'espace interplanétaire presque totalement privé d'atomes, baignant lui-même dans l'atmosphère solaire, fluide ionisé, en expansion permanente.
- L'évolution verticale de la température a permis aux physiciens de distinguer quatre couronnes successives (troposphère, stratosphère, mésosphère, thermosphère) avec leurs limites supérieures correspondantes (tropopause, stratopause, mésopause). L'intérêt du climatologue est centré sur la stratosphère où se déroulent les phénomènes météorologiques. Épaisse de 6 à 18 km, elle est caractérisée par une décroissance relativement régulière de la température jusqu'à la tropopause, discontinuité thermique, élevée et très froide (-70° à -85°C) aux latitudes équatoriales, basse et moins froide (-35° à -45°C) dans les régions polaires. Ces différences semblent traduire l'importance de la convection aux basses latitudes qui tend à créer une homogénéisation de l'air jusqu'à des altitudes élevées. En dehors des valeurs moyennes qui viennent d'être signalées, des variations accidentelles de température et d'altitude de la tropopause se manifestent fréquemment dans les zones tempérées où elles correspondent à des changements de masses d'air. Ajoutons que l'inversion thermique qui caractérise la tropopause n'en fait pas une surface étanche pour autant car des courants d'échanges s'établissent entre troposphère et stratosphère. La troposphère réunit les trois quarts de la masse atmosphérique. Elle monopolise la vapeur d'eau et les nuages dont les propriétés radiatives permettent à la Terre de conserver une température assez élevée en surface. Enfin, dans sa partie inférieure, elle est fortement influencée par le sol et très turbulente jusqu'à péplopause située à 2 ou 3 km d'altitude. Au-dessus, les vents sont à la fois plus rapides et plus réguliers.
En raison de sa nature gazeuse et de sa faible chaleur spécifique, l'atmosphère réagit plus rapidement à des contraintes externes que les autres éléments du système climatique.
On retiendra surtout quelques faits majeurs :
- L'air qui s'échauffe localement tend à devenir rapidement instable et à engendrer des mouvements de convection (verticaux) qui dureront aussi longtemps que leurs causes se maintiendront (de quelques heures à quelques jours).
- Les phénomènes de grande échelle ont une longévité supérieure, de 8 à 10 jours pour une perturbation classique, de l'ordre du mois ou de la saison pour un type de circulation atmosphérique, un régime de mousson...
- L'atmosphère n'a pas la capacité de stocker de l'énergie (calorifique ou cinétique) ; on dit encore que son inertie est faible.
- L'air immobile est mauvais conducteur de la chaleur et, par suite, bon isolant thermique (il ne s'échauffe pas, ne se refroidit pas) ; c'est l'inverse pour l'air agité (la turbulence conduit la chaleur dans toute sa masse et cette chaleur est absorbée ensuite).
- L'air subit des variations de température beaucoup plus importantes que les autres composantes du système climatique.
I - 2 - L'hydrosphère, la "mémoire" du système climatique
Elle joue un rôle considérable au sein de ce système à cause de son étendue (72 % de la surface planétaire si l'on ajoute aux mers et océans les nappes d'eau continentales) et de son volume énorme (1,3 milliards de km cube). Elle fournit à l'atmosphère la majeure partie de la vapeur d'eau qu'elle recèle et qui alimente ultérieurement le cycle hydrologique.
En raison de sa superficie, l'océan mondial, à lui seul, intercepte plus des deux tiers du rayonnement solaire destiné à la surface terrestre et cette énergie est absorbée dans une tranche superficielle de quelques mètres d'épaisseur. Si la température de surface évolue peu, c'est principalement à cause des brassages verticaux qui répartissent cette énergie dans sa masse. La chaleur spécifique de l'eau étant très supérieure à celle de l'air, les océans constituent donc un gigantesque réservoir de chaleur mis à la disposition de l'atmosphère. Par ailleurs, les courants marins véhiculent d'énormes quantités d'eau chaude des régions tropicales vers les hautes latitudes alors que des eaux froides, d'origine polaire, se dirigent vers les basses latitudes. Ces mouvements sont beaucoup plus lents que dans l'atmosphère mais ils transportent probablement plus de chaleur que l'air. En somme, l'océan corrige partiellement le déséquilibre énergétique de la planète en restituant la chaleur qu'il a accumulée de façon différée, à diverses échelles de temps (diurne, saisonnière, multiannuelle, séculaire, géologique). Des temps de réponse aussi variés s'expliquent par la diversité des mécanismes qui mettent en relation les eaux profondes avec les couches superficielles. sa très forte inertie thermique fait de l'hydrosphère le véritable climatiseur du globe.
I - 3 - La cryosphère
Elle comprend des milieux aussi différents que les neiges continentales, la banquise des mers polaires, la glace des inlandsis.
Couverture saisonnière dans les deux premiers cas, manteau durable pour le troisième, la cryosphère exerce un rôle climatologique important par ses propriétés thermiques, par l'eau qu'elle stocke sous forme solide, et surtout par son comportement radiatif original (albedo élevé dans le spectre visible (VIS), forte émissivité dans l'I.R.) qui en fait un milieu réfrigérant par excellence.
I - 4 - la lithosphère
Elle ne s'intègre au système climatique que dans sa partie superficielle, en contact avec l'atmosphère, et correspond donc aux terres émergées qui agissent sur le comportement de l'atmosphère par leurs particularités topographiques, leurs réactions radiatives et leur participation au cycle de l'eau.
Les reliefs de quelque importance perturbent fortement l'écoulement du flux et l'altitude modifie localement le champ thermique.
Les phénomènes radiatifs dépendent étroitement de la nature du substrat. Il faut se limiter ici aux éléments minéraux, c'est à dire aux roches et aux sols nus ou soumis à une couverture végétale très discontinue. L'albedo d'un sol nu est compris entre 0,07 et 0,20. Cette marge importante tient, pour une large part, à la teinte du sol : les terres noires (a=0,10 en moyenne) s'opposent aux calcaires clairs (a>0,20). Les records sont détenus par les déserts (a>0,25) et en certains endroits du Sahara, l'albedo atteint 0,35 (relevés satellitaires).
Les autres variables physiques des sols (chaleur spécifique, degré de perméabilité...) expliquent leurs particularités thermiques (sols "chauds", sols "froids") et hydriques (aptitude à stocker ou, au contraire, à filtrer l'eau des précipitations.
I - 5 - La biosphère végétale
Elle dépend étroitement du climat. Les cycles biologiques des végétaux correspondent aux rythmes saisonniers du rayonnement solaire incident, de la durée du jour, de la nébulosité, de la température, des pluies...La végétation représente donc un bon intégrateur climatique (la phénologie et la dendroclimatologie apportent une contribution efficace à la reconstitution du passé climatique). Mais à leur tour, les végétaux sont en relation avec l'atmosphère qu'ils humidifient et le sol où ils puisent l'eau nécessaire à leur métabolisme. Agents actifs du cycle hydrique, ils modifient en outre l'albédo de surface et le bilan radiatif. Ils s'incorporent donc au système climatique et leurs effets dépendent de la densité et de la nature du couvert végétal : important dans les milieux forestiers tropicaux, ils deviennent nuls en domaine désertique.
L'Homme ne ne devrait pas être dissocié de la biosphère si ses activités n'entrainaient des modifications à la surface de la planète, dans l'atmosphère et sur la biosphère elle-même. Devant la croissance rapide de la population humaine et l'ampleur des moyens technologiques dont elle dispose, l'anthroposphère est devenue une des composantes du système climatique. Reste à déterminer son rôle exact au sein de cet ensemble mais il paraît évident que plusieurs siècles d'activités agricoles ont déjà modifié d'importants espaces dans la plupart des milieux continentaux (défrichement des terres, substitution d'espèces cultivées à la végétation naturelle, pâturage). Leurs effets sur le climat ont peut-être été plus marqués que ceux de l'industrialisation, apparue récemment mais souvent mise en accusation. Il est certain qu'à l'échelle locale, voire régionale, l'Homme exerce un impact sur son environnement, capable de modifier certains paramètres climatiques qui peuvent à leur tour se répercuter sur des sphères beaucoup plus larges. En ce sens, il n'est pas excessif de dire que l'intervention humaine sur le climat a d'ores et déjà atteint une dimension planétaire. Cette question qui anime de vives polémiques aujourd'hui sera examinée dans le cadre de l'évolution climatique.
II - Le moteur du climat : les relations entre ses composantes
Le comportement particulier de chacun des éléments du système climatique résulte des processus physiques dont il est le siège. Les relations entre les diverses composantes du système font ressortir un jeu complexe d'influences réciproques qui entraînent des temps de réponse variés. Il s'agit de phénomènes radiatifs, de transferts de masses (cycle de l'eau), de chaleur (sensible, latente) et d'énergie mécanique (qu'on évalue en quantité de mouvement). Nous ne reviendrons pas sur la fourniture énergétique externe apportée par le rayonnement solaire incident dont les caractéristiques ont été signalées dans le premier chapitre. C'est le carburant du moteur climatique qui alimente l'atmosphère et son substrat. La gestion de cette énergie est assurée par les divers éléments de cet ensemble. L'atmosphère présentant le pilier central du système, le climat peut-être considéré comme la réponse qu'elle fournit aux multiples contraintes que lui imposent les autres composantes en relationS avec elle.
II - 1 - Le couple atmosphère-hydrosphère : une association dynamique
Les multiples interactions qui interviennent dans les processus climatiques se déroulent pour une large part entre l'air et l'océan. Ce couple original réunit deux fluides caractérisés par leur mobilité, et qui entrent en contact sur près des trois quarts de la surface planétaire. Cela signale déjà l'importance de cet ensemble au sein duquel des mécanismes incessants animent des échanges thermiques, hydriques et cinétiques.
II - 2 - Les échanges thermiques
On sait déjà que l'océan absorbe la quasi-totalité du rayonnement solaire qui lui parvient après avoir subi le filtrage atmosphérique. Cette absorption s'effectue sur quelques dizaines de mètres tout au plus et n'échauffe donc directement qu'une faible épaisseur d'eau. La chaleur se propage ensuite en profondeur par le phénomène de conductibilité turbulente (c'est à dire par les brassages importants qui affectent la mer) et non par conductibilité moléculaire (qui est très faible dans l'eau calme). Or, les processus de convection qui déclenchent des mouvements verticaux dans la masse d'eau sont provoqués par des différences de densité sous la dépendance de la température et du taux de salinité. Ils permettent à l'océan d'absorber des quantités énormes de chaleur sur une tranche épaisse alors que, paradoxalement, l'eau est un mauvais conducteur. Cela explique l'originalité des variations thermiques à la surface de la mer : infimes à l'échelle diurne (entre le jour et la nuit), elles "climatisent" l'air ambiant ; cet effet se renouvelle à l'échelle saisonnière (entre l'été et l'hiver) et sa portée climatique est alors considérable en raison des dimensions de l'accumulateur d'énergie. Aux latitudes moyennes, la quantité de chaleur sensible cédée par l'océan à l'atmosphère se mesure à la douceur hivernale des façades occidentales des continents baignées majoritairement par des masses d'air maritime.
Les transports de chaleur s'effectuent aussi par les courants marins qui parcourent en permanence les mêmes trajets sur de vastes étendues sous l'action du vent qui constitue leur principale force d'impulsion.
Note sur le Gulf Stream : il véhicule des quantités énormes de chaleur depuis le golfe du Mexique jusqu'en Europe occidentale et dans le bassin arctique par l'intermédiaire de son prolongement, la dérive nord-atlantique. Au maximum de sa puissance, entre Norfolk et Baltimore, il fournit à l'atmosphère près de 500 kJ/cm² en moyenne annuelle, ce qui est supérieur au bilan radiatif au voisinage des tropiques. Au large de Terre-Neuve, où il rencontre le courant froid du Labrador, le Gulf Stream active la fusion des icebergs et la dérive qui le prolonge réchauffe les côtes d'Islande et de Norvège avant d'aboutir en mer de Barentz, où le port de Mourmansk reste libre de glaces. En hiver, l'anomalie positive du champ thermique sur l'Atlantique Nord illustre l'ampleur du phénomène. Quoique moins spectaculaire, le Kouro Chivo exerce une action identique sur le Nord-Est du Pacifique.
L'importance de la chaleur accumulée dans l'océan et restituée à l'atmosphère apparaît encore plus évidente dans le cas où l'air glacé en provenance du continent effleure, en hiver, ces eaux relativement chaudes (la différence de température à l'interface air/mer peut atteindre 40°C). Des calculs ont montré que cet apport d'énergie dépasse celui de la constante solaire mesurée aux confins supérieurs de l'atmosphère. Des transferts de cette ampleur sont évidemment saisonniers et les échanges de chaleur entre les couches superficielles et les eaux océaniques profondes s'inversent selon les périodes de l'année. Dans une moindre mesure, les lacs profonds des latitudes moyennes jouent également ce rôle de climatiseur. Au cours de l'automne, alors que l'air s'est déjà fortement refroidi sur l'Asie centrale, le Baïkal cède en moyenne 2kJ/cm² par jour à l'air ambiant (valeur supérieure à celle du rayonnement global en juin à Irkoutsk !).
Plus localisées que les courants, les remontées d'eaux froides (upwellings) sont provoquées par des vents relativement réguliers qui entraînent une lame d'eau superficielle. Par rééquilibrage isostatique, de l'eau fraîche sous-jacente vient compenser les pertes de surface pour maintenir le niveau, ce qui rafraîchit l'air et le stabilise. Certains littoraux des régions tropicales doivent leur aridité à ce phénomène.
Rappelons que ces échanges thermiques entre l'atmosphère et l'océan doivent leur originalité au fait que ces deux milieux ont des chaleurs spécifiques et des masses volumiques très différentes, disproportion qui apparaît à travers ces quelques chiffres : 1m cube d'eau qui se refroidit de 1°C cède 10 cal capables d'élever de 1°C un volume d'air de 3200 m cubes.
II - 3 - Les échanges hydriques
Ils réalisent entre l'océan et l'atmosphère une part importante du cycle de l'eau. La vapeur d'eau contenue dans l'atmosphère (qui recouvrait la surface de la Terre d'une lame de 25 mm d'épaisseur si on la condensait totalement) provient pour 86 % des océans contre 14 % des continents. En contrepartie, l'océan mondial recueille directement 76 % du total des précipitations sur son bassin alors que les 24 % restants arrosent les continents. Un flux d'humidité équivalant à 10 % du total s'écoule donc de l'océan vers les continents. La lame d'eau précipitée en moyenne annuelle, répartie uniformément sur notre planète, représentant 800 mm environ, on en déduit que le temps de séjour de l'eau dans l'atmosphère n'excède pas 10 à 12 jours (autrement dit, le recyclage est rapide). L'excédent continental (10 %) retourne vers l'océan mondial par les cours d'eau.
II - 4 - Les transferts de chaleur latente
L'importance de l'évaporation sur les océans aboutit à un prélèvement énorme d'énergie qui refroidit leur surface. On se souvient que l'évaporation d'un gramme d'eau nécessite 2500 joules environ. Cette énergie (chaleur latente) est transférée à l'atmosphère et réapparaît sous forme de chaleur sensible quand la condensation la libère, c'est à dire lors de la naissance des nuages. Les masses d'air maritime véhiculent donc cette énergie depuis les régions de forte évaporation (principalement les océans tropicaux aux eaux chaudes) jusqu'aux régions plus froides où la condensation s'effectue. L'effet climatique induit est évidemment considérable.
II - 5 - Les transferts d'énergie cinétique
L'énergie solaire absorbée par la Terre et son atmosphère est en partie convertie en énergie mécanique concrétisée par les vents et les courants marins qu'ils entraînent. On retrouve ici les caractères d'une machine thermique dont l'efficacité est très faible toutefois puisqu'elle transforme un peu moins de 1 % de l'énergie incidente pour mettre en mouvement l'air et les eaux.
Ce couplage dynamique règle en grande partie le climat du globe, l'océan participant pour l'essentiel aux réajustements indispensables imposés par l'inconstance de l'atmosphère.
II - 6 - Les réactions entre l'atmosphère et les milieux continentaux
La litosphère ainsi que la végétation, les neiges et les glaces qui la recouvrent, freinent l'écoulement de l'air et échangent avec l'atmosphère chaleur et humidité.
II - 7 - Les flux thermiques et leurs conséquences
La température du substrat dépend de ses propriétés radiatives. La neige et la glace, caractérisées par leur albedo élevé dans le spectre VIS (0,80 à 0,85) et leur forte émissivité dans l'I.R, offrent des surfaces très froides à l'atmosphère et refroidissent l'air ambiant qu'elles stabilisent. Les grands inlandsis (Groenland, Antarctique) élaborent ainsi des masses d'air glacé que les courants éoliens exportent vers les latitudes moyennes. A l'inverse de la cryosphère, les sols absorbent une part importante du rayonnement solaire incident mais la chaleur s'accumule sur une faible épaisseur car leur conductibilité moléculaire est médiocre. L'échauffement superficiel en est d'autant plus important et se communique à l'air sous-jacent en le rendant instable (cas fréquent dans les régions continentales en période chaude). Un sol fortement refroidi conduit évidemment à des effets totalement inversés.
II - 8 - Les échanges hydriques
Ils s'effectuent dans le cadre du cycle précipitations/évaporation, la biosphère végétale jouant un rôle décisif dans cette restitution (évapotransporation).
II - 9 - Les transferts d'énergie cinétique
Ils s'exercent, sous forme de frottement, de l'atmosphère (turbulente) sur les surfaces sous-jacentes, plus ou moins rugueuses. La litosphère et la cryopshère, selon les aspérités qu'elles présentent, offrent une résistance variable à l'écoulement horizontal du flux (advection) qu'elles transforment généralement en mouvements verticaux (convection), favorisant les précipitations. L'énergie cinétique propre au milieu atmosphérique se trouve donc dissipée t reconvertie. La présence de reliefs élevés (massifs montagneux, chaînes allongées...) accentue cet effet de rugosité qui perturbe le flux, contraint à franchir l'obstacle (ascendance forcée) ou à la contourner (phénomène hydrodynamique de courbure dont les conséquences seront analysées plus loin) ou encore à subir une effet de canalisation (en suivant l'axe des vallées).
En somme, le climat est un état transitoire, résultat d'un équilibre interactif entre les éléments d'un système interne (l'atmosphère et les divers milieux de la surface terrestre) excités par un facteur externe, le rayonnement solaire, qui les atteint en leur communiquant son énergie. Privée de ce carburant, la Terre se refroidirait constamment et deviendrait un milieu inerte.
I - Les pièces détachées du système climatique
La démarche analytique est là encore indispensable si l'on veut tenter ensuite une synthèse explicative du fonctionnement de cet assemblage dynamique. Il englobe plusieurs "milieux" physiques sous-jacents à l'atmosphère et qui entrent en contact avec elle : l'hydrosphère (ensemble des eaux présentes sous forme liquide à la surface de la Terre), la cryosphère (regroupant l'eau à l'état solide : neige et glace), la lithosphère (les roches et les sols), la biosphère (ensemble des êtres vivants et spécialement la flore) ; la présence de l'espèce humaine et les manipulations qu'elle inflige à son environnement accordent à l'antroposphère une place de moins en moins négligeable au sein de cet ensemble.
I - 1. L'atmosphère, une mince enveloppe gazeuse au centre du système climatique
Sa masse est légèrement supérieure à 5 milliards de tonnes, ce qui explique qu'elle exerce à la surface de la Terre un certain poids ou plus exactement une pression qui diminue progressivement en altitude selon une décroissance exponentielle de sorte qu'à 100 km elle n'atteint pas le millionième de sa valeur moyenne relevée au niveau de la mer. Dans ces conditions, on comprend facilement que vouloir assigner une épaisseur à l'atmosphère n'a pas de signification pratique puisqu'on s'achemine progressivement vers l'espace interplanétaire presque totalement privé d'atomes, baignant lui-même dans l'atmosphère solaire, fluide ionisé, en expansion permanente.
- L'évolution verticale de la température a permis aux physiciens de distinguer quatre couronnes successives (troposphère, stratosphère, mésosphère, thermosphère) avec leurs limites supérieures correspondantes (tropopause, stratopause, mésopause). L'intérêt du climatologue est centré sur la stratosphère où se déroulent les phénomènes météorologiques. Épaisse de 6 à 18 km, elle est caractérisée par une décroissance relativement régulière de la température jusqu'à la tropopause, discontinuité thermique, élevée et très froide (-70° à -85°C) aux latitudes équatoriales, basse et moins froide (-35° à -45°C) dans les régions polaires. Ces différences semblent traduire l'importance de la convection aux basses latitudes qui tend à créer une homogénéisation de l'air jusqu'à des altitudes élevées. En dehors des valeurs moyennes qui viennent d'être signalées, des variations accidentelles de température et d'altitude de la tropopause se manifestent fréquemment dans les zones tempérées où elles correspondent à des changements de masses d'air. Ajoutons que l'inversion thermique qui caractérise la tropopause n'en fait pas une surface étanche pour autant car des courants d'échanges s'établissent entre troposphère et stratosphère. La troposphère réunit les trois quarts de la masse atmosphérique. Elle monopolise la vapeur d'eau et les nuages dont les propriétés radiatives permettent à la Terre de conserver une température assez élevée en surface. Enfin, dans sa partie inférieure, elle est fortement influencée par le sol et très turbulente jusqu'à péplopause située à 2 ou 3 km d'altitude. Au-dessus, les vents sont à la fois plus rapides et plus réguliers.
En raison de sa nature gazeuse et de sa faible chaleur spécifique, l'atmosphère réagit plus rapidement à des contraintes externes que les autres éléments du système climatique.
On retiendra surtout quelques faits majeurs :
- L'air qui s'échauffe localement tend à devenir rapidement instable et à engendrer des mouvements de convection (verticaux) qui dureront aussi longtemps que leurs causes se maintiendront (de quelques heures à quelques jours).
- Les phénomènes de grande échelle ont une longévité supérieure, de 8 à 10 jours pour une perturbation classique, de l'ordre du mois ou de la saison pour un type de circulation atmosphérique, un régime de mousson...
- L'atmosphère n'a pas la capacité de stocker de l'énergie (calorifique ou cinétique) ; on dit encore que son inertie est faible.
- L'air immobile est mauvais conducteur de la chaleur et, par suite, bon isolant thermique (il ne s'échauffe pas, ne se refroidit pas) ; c'est l'inverse pour l'air agité (la turbulence conduit la chaleur dans toute sa masse et cette chaleur est absorbée ensuite).
- L'air subit des variations de température beaucoup plus importantes que les autres composantes du système climatique.
I - 2 - L'hydrosphère, la "mémoire" du système climatique
Elle joue un rôle considérable au sein de ce système à cause de son étendue (72 % de la surface planétaire si l'on ajoute aux mers et océans les nappes d'eau continentales) et de son volume énorme (1,3 milliards de km cube). Elle fournit à l'atmosphère la majeure partie de la vapeur d'eau qu'elle recèle et qui alimente ultérieurement le cycle hydrologique.
En raison de sa superficie, l'océan mondial, à lui seul, intercepte plus des deux tiers du rayonnement solaire destiné à la surface terrestre et cette énergie est absorbée dans une tranche superficielle de quelques mètres d'épaisseur. Si la température de surface évolue peu, c'est principalement à cause des brassages verticaux qui répartissent cette énergie dans sa masse. La chaleur spécifique de l'eau étant très supérieure à celle de l'air, les océans constituent donc un gigantesque réservoir de chaleur mis à la disposition de l'atmosphère. Par ailleurs, les courants marins véhiculent d'énormes quantités d'eau chaude des régions tropicales vers les hautes latitudes alors que des eaux froides, d'origine polaire, se dirigent vers les basses latitudes. Ces mouvements sont beaucoup plus lents que dans l'atmosphère mais ils transportent probablement plus de chaleur que l'air. En somme, l'océan corrige partiellement le déséquilibre énergétique de la planète en restituant la chaleur qu'il a accumulée de façon différée, à diverses échelles de temps (diurne, saisonnière, multiannuelle, séculaire, géologique). Des temps de réponse aussi variés s'expliquent par la diversité des mécanismes qui mettent en relation les eaux profondes avec les couches superficielles. sa très forte inertie thermique fait de l'hydrosphère le véritable climatiseur du globe.
I - 3 - La cryosphère
Elle comprend des milieux aussi différents que les neiges continentales, la banquise des mers polaires, la glace des inlandsis.
Couverture saisonnière dans les deux premiers cas, manteau durable pour le troisième, la cryosphère exerce un rôle climatologique important par ses propriétés thermiques, par l'eau qu'elle stocke sous forme solide, et surtout par son comportement radiatif original (albedo élevé dans le spectre visible (VIS), forte émissivité dans l'I.R.) qui en fait un milieu réfrigérant par excellence.
I - 4 - la lithosphère
Elle ne s'intègre au système climatique que dans sa partie superficielle, en contact avec l'atmosphère, et correspond donc aux terres émergées qui agissent sur le comportement de l'atmosphère par leurs particularités topographiques, leurs réactions radiatives et leur participation au cycle de l'eau.
Les reliefs de quelque importance perturbent fortement l'écoulement du flux et l'altitude modifie localement le champ thermique.
Les phénomènes radiatifs dépendent étroitement de la nature du substrat. Il faut se limiter ici aux éléments minéraux, c'est à dire aux roches et aux sols nus ou soumis à une couverture végétale très discontinue. L'albedo d'un sol nu est compris entre 0,07 et 0,20. Cette marge importante tient, pour une large part, à la teinte du sol : les terres noires (a=0,10 en moyenne) s'opposent aux calcaires clairs (a>0,20). Les records sont détenus par les déserts (a>0,25) et en certains endroits du Sahara, l'albedo atteint 0,35 (relevés satellitaires).
Les autres variables physiques des sols (chaleur spécifique, degré de perméabilité...) expliquent leurs particularités thermiques (sols "chauds", sols "froids") et hydriques (aptitude à stocker ou, au contraire, à filtrer l'eau des précipitations.
I - 5 - La biosphère végétale
Elle dépend étroitement du climat. Les cycles biologiques des végétaux correspondent aux rythmes saisonniers du rayonnement solaire incident, de la durée du jour, de la nébulosité, de la température, des pluies...La végétation représente donc un bon intégrateur climatique (la phénologie et la dendroclimatologie apportent une contribution efficace à la reconstitution du passé climatique). Mais à leur tour, les végétaux sont en relation avec l'atmosphère qu'ils humidifient et le sol où ils puisent l'eau nécessaire à leur métabolisme. Agents actifs du cycle hydrique, ils modifient en outre l'albédo de surface et le bilan radiatif. Ils s'incorporent donc au système climatique et leurs effets dépendent de la densité et de la nature du couvert végétal : important dans les milieux forestiers tropicaux, ils deviennent nuls en domaine désertique.
L'Homme ne ne devrait pas être dissocié de la biosphère si ses activités n'entrainaient des modifications à la surface de la planète, dans l'atmosphère et sur la biosphère elle-même. Devant la croissance rapide de la population humaine et l'ampleur des moyens technologiques dont elle dispose, l'anthroposphère est devenue une des composantes du système climatique. Reste à déterminer son rôle exact au sein de cet ensemble mais il paraît évident que plusieurs siècles d'activités agricoles ont déjà modifié d'importants espaces dans la plupart des milieux continentaux (défrichement des terres, substitution d'espèces cultivées à la végétation naturelle, pâturage). Leurs effets sur le climat ont peut-être été plus marqués que ceux de l'industrialisation, apparue récemment mais souvent mise en accusation. Il est certain qu'à l'échelle locale, voire régionale, l'Homme exerce un impact sur son environnement, capable de modifier certains paramètres climatiques qui peuvent à leur tour se répercuter sur des sphères beaucoup plus larges. En ce sens, il n'est pas excessif de dire que l'intervention humaine sur le climat a d'ores et déjà atteint une dimension planétaire. Cette question qui anime de vives polémiques aujourd'hui sera examinée dans le cadre de l'évolution climatique.
II - Le moteur du climat : les relations entre ses composantes
Le comportement particulier de chacun des éléments du système climatique résulte des processus physiques dont il est le siège. Les relations entre les diverses composantes du système font ressortir un jeu complexe d'influences réciproques qui entraînent des temps de réponse variés. Il s'agit de phénomènes radiatifs, de transferts de masses (cycle de l'eau), de chaleur (sensible, latente) et d'énergie mécanique (qu'on évalue en quantité de mouvement). Nous ne reviendrons pas sur la fourniture énergétique externe apportée par le rayonnement solaire incident dont les caractéristiques ont été signalées dans le premier chapitre. C'est le carburant du moteur climatique qui alimente l'atmosphère et son substrat. La gestion de cette énergie est assurée par les divers éléments de cet ensemble. L'atmosphère présentant le pilier central du système, le climat peut-être considéré comme la réponse qu'elle fournit aux multiples contraintes que lui imposent les autres composantes en relationS avec elle.
II - 1 - Le couple atmosphère-hydrosphère : une association dynamique
Les multiples interactions qui interviennent dans les processus climatiques se déroulent pour une large part entre l'air et l'océan. Ce couple original réunit deux fluides caractérisés par leur mobilité, et qui entrent en contact sur près des trois quarts de la surface planétaire. Cela signale déjà l'importance de cet ensemble au sein duquel des mécanismes incessants animent des échanges thermiques, hydriques et cinétiques.
II - 2 - Les échanges thermiques
On sait déjà que l'océan absorbe la quasi-totalité du rayonnement solaire qui lui parvient après avoir subi le filtrage atmosphérique. Cette absorption s'effectue sur quelques dizaines de mètres tout au plus et n'échauffe donc directement qu'une faible épaisseur d'eau. La chaleur se propage ensuite en profondeur par le phénomène de conductibilité turbulente (c'est à dire par les brassages importants qui affectent la mer) et non par conductibilité moléculaire (qui est très faible dans l'eau calme). Or, les processus de convection qui déclenchent des mouvements verticaux dans la masse d'eau sont provoqués par des différences de densité sous la dépendance de la température et du taux de salinité. Ils permettent à l'océan d'absorber des quantités énormes de chaleur sur une tranche épaisse alors que, paradoxalement, l'eau est un mauvais conducteur. Cela explique l'originalité des variations thermiques à la surface de la mer : infimes à l'échelle diurne (entre le jour et la nuit), elles "climatisent" l'air ambiant ; cet effet se renouvelle à l'échelle saisonnière (entre l'été et l'hiver) et sa portée climatique est alors considérable en raison des dimensions de l'accumulateur d'énergie. Aux latitudes moyennes, la quantité de chaleur sensible cédée par l'océan à l'atmosphère se mesure à la douceur hivernale des façades occidentales des continents baignées majoritairement par des masses d'air maritime.
Les transports de chaleur s'effectuent aussi par les courants marins qui parcourent en permanence les mêmes trajets sur de vastes étendues sous l'action du vent qui constitue leur principale force d'impulsion.
Note sur le Gulf Stream : il véhicule des quantités énormes de chaleur depuis le golfe du Mexique jusqu'en Europe occidentale et dans le bassin arctique par l'intermédiaire de son prolongement, la dérive nord-atlantique. Au maximum de sa puissance, entre Norfolk et Baltimore, il fournit à l'atmosphère près de 500 kJ/cm² en moyenne annuelle, ce qui est supérieur au bilan radiatif au voisinage des tropiques. Au large de Terre-Neuve, où il rencontre le courant froid du Labrador, le Gulf Stream active la fusion des icebergs et la dérive qui le prolonge réchauffe les côtes d'Islande et de Norvège avant d'aboutir en mer de Barentz, où le port de Mourmansk reste libre de glaces. En hiver, l'anomalie positive du champ thermique sur l'Atlantique Nord illustre l'ampleur du phénomène. Quoique moins spectaculaire, le Kouro Chivo exerce une action identique sur le Nord-Est du Pacifique.
L'importance de la chaleur accumulée dans l'océan et restituée à l'atmosphère apparaît encore plus évidente dans le cas où l'air glacé en provenance du continent effleure, en hiver, ces eaux relativement chaudes (la différence de température à l'interface air/mer peut atteindre 40°C). Des calculs ont montré que cet apport d'énergie dépasse celui de la constante solaire mesurée aux confins supérieurs de l'atmosphère. Des transferts de cette ampleur sont évidemment saisonniers et les échanges de chaleur entre les couches superficielles et les eaux océaniques profondes s'inversent selon les périodes de l'année. Dans une moindre mesure, les lacs profonds des latitudes moyennes jouent également ce rôle de climatiseur. Au cours de l'automne, alors que l'air s'est déjà fortement refroidi sur l'Asie centrale, le Baïkal cède en moyenne 2kJ/cm² par jour à l'air ambiant (valeur supérieure à celle du rayonnement global en juin à Irkoutsk !).
Plus localisées que les courants, les remontées d'eaux froides (upwellings) sont provoquées par des vents relativement réguliers qui entraînent une lame d'eau superficielle. Par rééquilibrage isostatique, de l'eau fraîche sous-jacente vient compenser les pertes de surface pour maintenir le niveau, ce qui rafraîchit l'air et le stabilise. Certains littoraux des régions tropicales doivent leur aridité à ce phénomène.
Rappelons que ces échanges thermiques entre l'atmosphère et l'océan doivent leur originalité au fait que ces deux milieux ont des chaleurs spécifiques et des masses volumiques très différentes, disproportion qui apparaît à travers ces quelques chiffres : 1m cube d'eau qui se refroidit de 1°C cède 10 cal capables d'élever de 1°C un volume d'air de 3200 m cubes.
II - 3 - Les échanges hydriques
Ils réalisent entre l'océan et l'atmosphère une part importante du cycle de l'eau. La vapeur d'eau contenue dans l'atmosphère (qui recouvrait la surface de la Terre d'une lame de 25 mm d'épaisseur si on la condensait totalement) provient pour 86 % des océans contre 14 % des continents. En contrepartie, l'océan mondial recueille directement 76 % du total des précipitations sur son bassin alors que les 24 % restants arrosent les continents. Un flux d'humidité équivalant à 10 % du total s'écoule donc de l'océan vers les continents. La lame d'eau précipitée en moyenne annuelle, répartie uniformément sur notre planète, représentant 800 mm environ, on en déduit que le temps de séjour de l'eau dans l'atmosphère n'excède pas 10 à 12 jours (autrement dit, le recyclage est rapide). L'excédent continental (10 %) retourne vers l'océan mondial par les cours d'eau.
II - 4 - Les transferts de chaleur latente
L'importance de l'évaporation sur les océans aboutit à un prélèvement énorme d'énergie qui refroidit leur surface. On se souvient que l'évaporation d'un gramme d'eau nécessite 2500 joules environ. Cette énergie (chaleur latente) est transférée à l'atmosphère et réapparaît sous forme de chaleur sensible quand la condensation la libère, c'est à dire lors de la naissance des nuages. Les masses d'air maritime véhiculent donc cette énergie depuis les régions de forte évaporation (principalement les océans tropicaux aux eaux chaudes) jusqu'aux régions plus froides où la condensation s'effectue. L'effet climatique induit est évidemment considérable.
II - 5 - Les transferts d'énergie cinétique
L'énergie solaire absorbée par la Terre et son atmosphère est en partie convertie en énergie mécanique concrétisée par les vents et les courants marins qu'ils entraînent. On retrouve ici les caractères d'une machine thermique dont l'efficacité est très faible toutefois puisqu'elle transforme un peu moins de 1 % de l'énergie incidente pour mettre en mouvement l'air et les eaux.
Ce couplage dynamique règle en grande partie le climat du globe, l'océan participant pour l'essentiel aux réajustements indispensables imposés par l'inconstance de l'atmosphère.
II - 6 - Les réactions entre l'atmosphère et les milieux continentaux
La litosphère ainsi que la végétation, les neiges et les glaces qui la recouvrent, freinent l'écoulement de l'air et échangent avec l'atmosphère chaleur et humidité.
II - 7 - Les flux thermiques et leurs conséquences
La température du substrat dépend de ses propriétés radiatives. La neige et la glace, caractérisées par leur albedo élevé dans le spectre VIS (0,80 à 0,85) et leur forte émissivité dans l'I.R, offrent des surfaces très froides à l'atmosphère et refroidissent l'air ambiant qu'elles stabilisent. Les grands inlandsis (Groenland, Antarctique) élaborent ainsi des masses d'air glacé que les courants éoliens exportent vers les latitudes moyennes. A l'inverse de la cryosphère, les sols absorbent une part importante du rayonnement solaire incident mais la chaleur s'accumule sur une faible épaisseur car leur conductibilité moléculaire est médiocre. L'échauffement superficiel en est d'autant plus important et se communique à l'air sous-jacent en le rendant instable (cas fréquent dans les régions continentales en période chaude). Un sol fortement refroidi conduit évidemment à des effets totalement inversés.
II - 8 - Les échanges hydriques
Ils s'effectuent dans le cadre du cycle précipitations/évaporation, la biosphère végétale jouant un rôle décisif dans cette restitution (évapotransporation).
II - 9 - Les transferts d'énergie cinétique
Ils s'exercent, sous forme de frottement, de l'atmosphère (turbulente) sur les surfaces sous-jacentes, plus ou moins rugueuses. La litosphère et la cryopshère, selon les aspérités qu'elles présentent, offrent une résistance variable à l'écoulement horizontal du flux (advection) qu'elles transforment généralement en mouvements verticaux (convection), favorisant les précipitations. L'énergie cinétique propre au milieu atmosphérique se trouve donc dissipée t reconvertie. La présence de reliefs élevés (massifs montagneux, chaînes allongées...) accentue cet effet de rugosité qui perturbe le flux, contraint à franchir l'obstacle (ascendance forcée) ou à la contourner (phénomène hydrodynamique de courbure dont les conséquences seront analysées plus loin) ou encore à subir une effet de canalisation (en suivant l'axe des vallées).
En somme, le climat est un état transitoire, résultat d'un équilibre interactif entre les éléments d'un système interne (l'atmosphère et les divers milieux de la surface terrestre) excités par un facteur externe, le rayonnement solaire, qui les atteint en leur communiquant son énergie. Privée de ce carburant, la Terre se refroidirait constamment et deviendrait un milieu inerte.