La climatologie "pour les nuls"

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.

APARTÉ SUR LE CYCLE DE L'EAU

Depuis que ce sont formés les premiers nuages, à la surface de notre planète, la quantité totale d'eau est restée pratiquement constante. Elle est évaluée à 1400 millions de km cubes ; un volume global qui apparaît considérable, mais qui cache des disparités quant à la forme et la répartition de l'eau sur la Terre.
La plus grande partie de l'eau n'est pas aisément utilisable : beaucoup d'eau salée et, en proportion, peu d'eau douce accessible. La satisfaction des besoins d'une population sans cesse croissante pose d'ores et déjà de graves problèmes.
L'eau participe de transferts incessants qui relient les différents réservoirs entre eux. Cet ensemble de mécanismes se nomme : cycle de l'eau. L'évaporation et l'évapotranspiration (par l'intermédiaire principalement des végétaux) font passer l'eau de la surface de la planète à l'atmosphère. Vaporisée puis condensée dans les nuages, cette eau sera ensuite précipitée. A nouveau sur la terre, elle ruisselle, s'infiltre, s'écoule jusqu'à l'océan si l'évaporation n'est pas venue interrompre ce voyage pour entamer une nouvelle boucle, un nouveau cycle.
Le cycle de l'eau qui est au coeur des problèmes du climat est donc un système complexe de circulation ininterrompue qui assure sur une très vaste échelle pompage, distillation et transport de l'eau sous les trois états de la matière. Notons toutefois que toute l'eau ne participe pas en permanence au cycle hydrologique ; l'eau profonde des océans, celle du coeur de l'Antarctique, peuvent séjourner des centaines d'années, voire des milliers d'années pratiquement au même endroit, sous la même forme, avant de rejoindre la boucle générale. Les ajustements entre les différents réservoirs sont lents ; ils requièrent plusieurs milliers d'années.

I - L'évaporation et l'humidité de l'air

Dans l'atmosphère, l'air contient toujours une quantité plus ou moins importante d'eau à l'état gazeux, c'est à dire de vapeur d'eau. Elle est concentrée principalement dans les premiers kilomètres de la troposphère, par suite de la source d'approvisionnement : l'interface océan/continent-atmosphère.

I - 1 - L'évaporation

Les molécules d'eau quittent la surface terrestre pour rejoindre l'atmosphère par :
- évaporation physique au-dessus des océans et des mers, accessoirement au-dessus des lacs, des cours d'eau et des sols humides.
- évapotranspiration physiologique du couvert végétal.
Le passage de l'état liquide à l'état gazeux d'un gramme d'eau nécessite une consommation d'énergie, de l'ordre de 600 calories, appelée chaleur latente d'évaporation.
Les océans sont les principaux pourvoyeurs d'eau atmosphérique. L'eau y est disponible en quantité illimitée et en permanence, si bien qu'une lame de près d'un mètre quitte chaque année la surface des océans et des mers. Au contraire, sur les continents, ce transfert est en moyenne deux fois plus faible (de l'ordre de 50 cm). Dans certaines régions désetiques, faute d'eau, l'évaporation ne dépasse pas quelques centimètres (le Tanezrouft au Sahara par exemple) ; il en est de même au-dessus des grandes agglomérations urbaines.
Dans l'ensemble de la planète, les disparités zonales s'expliquent par l'énergie disponible : plus on se rapproche des pôles, plus le froid réduit l'évaporation.









I - 2 - L'humidité atmosphérique

C'est la masse de vapeur d'eau contenue dans une unité de volume d'air. On peut exprimer cette humidité de différentes manières. Le rapport de la masse de vapeur d'eau (gramme) au volume d'air humide (m cube) est l'humidité absolue ou tension de vapeur. On parlera d'humidité spécifique ou rapport de mélange pour exprimer le rapport de la masse d'eau (gramme) à la masse d'air (kilogramme). Mais pour un volume donné, l'humidité absolue ou spécifique, désignée généralement par le symbole f, ne peut croître indéfiniment. Elle ne peut théoriquement dépasser une valeur-plafond appelée tension maximale, tension saturante ou tension critique (F). On dit alors que l'air est saturé. A partir de ce seuil, la vapeur d'eau se condense en fines goutelettes.
La valeur de l'humidité saturante F est évidemment essentielle à connaître. Or, elle n'est pas fixe : elle varie avec la pression et la température. A pression constante - 1015 hPa par exemple, les valeurs de F sont très faibles pour de l'air froid (0°C -> 4g) et croissent de plus en plus rapidement au fur et à mesure que la température augmente (40°C -> 40g).
De ces règles simples, deux conséquences importantes sont à tirer sur le plan de la géographie :

1. La capacité hygrométrique de l'air va varier dans de grandes proportions à la surface du globe. Toutes choses égales d'ailleurs, elle sera beaucoup plus élevée dans la zone intertropicale que dans les hautes latitudes ; a fortiori, si l'on oppose un milieu équatorial maritime, où l'air peut contenir jusqu'à 30g/m cube, et un milieu continental froid en hiver, ou la tension maximale est inférieure à 1g/m cube. En volume, la proportion de vapeur d'eau peut ainsi passer de plus de 4 % à moins de 0,1 %. Il est évidemment exclu que des masses d'air très froid puissent jamais déterminer des précipitations importantes. Il est normal que de l'air chaud puisse précipiter de grandes quantités d'eau.

2. Pour les mêmes raisons, la décroissance des températures en altitude s'accompagnera d'un diminution du degré hygrothermique, au reste plus rapide dans l'atmosphère libre qu'en montagne. Mais dans certains grands massifs montagneux (Andes, Himalaya), ce fait pourrait expliquer que la bande des précipitations maximales - l'optimum pluviométrique - ne coïncide pas avec les points culminants.
Pour intéressante qu'elle soit, l'humidité absolue n'en est pas moins une notion abstraite qui ne saurait nous renseigner sur l'éloignement où se trouve l'air de son point de saturation (au sol : point de rosée, en altitude : point caractéristique de Rossby). Or, les impressions courantes d'humidité ou de sécheresse reposent avant tout sur le déficit de saturation, c'est à dire l'écart F-f, ou l'humidité relative, qui n'est autre que le rapport f/F exprimé en pourcentage. Au seuil de saturation, le déficit de saturation est bien évidemment nul et l'humidité relative est de 100 %. L'impression d'humidité est universelle, quelle que soit la température lorsqu'on s'approche de la saturation, alors qu'un air très chaud à fort déficit en eau paraîtra sec, malgré sa teneur en eau élevée.
La distribution zonale de l'humidité spécifique dépend de la température : maximale aux basses latitudes, minimale vers les pôles. Mais la répartition dépend également des mouvements de l'air. Très souvent, ceux-ci transportent, sur de longues distances, vers des continents, de la vapeur d'eau évaporée au-dessus des bassins océaniques. Ce brassage (en altitude et/ou en longitude) est si efficace que l'air présent au-dessus du Sahara en été peut contenir plus d'eau que celui des moyennes latitudes. La courbe de l'humidité souligne au contraire la "sécheresse" (relativement au seuil de saturation) des ceintures subtropicales.





I - 3 - Les mécanismes de la saturation

Trois mécanismes principaux d'importance inégale interviennent pour produire la saturation à partir d'un volume d'air non saturé :

1/ Le mélange de deux volumes d'air humide mais non saturé, à température différente, aboutit parfois à une saturation. En effet, les relations entre température et humidité ne sont pas linéaires et la température du mélange peut être trop basse pour l'humidité moyenne après brassage.
Ainsi, deux volumes d'air égaux, à 0° et à 20°, peuvent contenir respectivement jusqu'à 4,8 g/m cube et 17g/m cube de vapeur d'eau. Après mélange, l'humidité moyenne obtenue dépasse la valeur de la tension critique (9,4g/m cube) pour la température de 10°C.
En fait, ce mécanisme n'est pas très efficace et ne peut guère engendrer de grosses masses nuageuses, car des différences trop grandes de température se traduisent immanquablement par des écarts de densité trop importants pour permettre un bon brassage.

2/ Le refroidissement par contact est déjà moins négligeable, car il intéresse des couches d'air minces mais en revanche des superficies étendues.
Par temps calme, l'air refroidi au contact du sol pendant la nuit se charge assez d'air maritime tiède sur un continent refroidi en hiver se traduit fréquemment par un temps brumeux. Un léger brassage a pour effet d'accroitre l'épaisseur de la couche de brume, qui peut atteindre plusieurs dizaines de mètres.
Au-dessus des courants marins froids, le brouillard devient même un trait habituel qui marque le climat : en bordure des côtes du Chili (courant de Humboldt), d'Afrique du sud-ouest (courant de Benguela) ou de Terre-Neuve (courant du Labrador), la fréquence des brouillards dépasse ainsi 80 jours par an. Il est à remaquer que ce refroidissement par contact ne s'opère pas nécessairement en surface, mais peut intervenir en altitude, notamment au niveau d'une inversion thermique qui sera matérialisée par un couvercle brumeux.

3/ Le refroidissement par ascendance et détente constitue de loin le mécanisme le plus efficace. Comme il agit sur des volumes d'air considérables et provoque une saturation "en profondeur" dans toute la masse, il est responsable en définitive des plus fortes condensations et de toutes les précipitations abondantes.
Au reste, le processus d'ascendance et de détente sont eux-mêmes assez variés et conditionnent les quelques grands types de précipitations qu'on rencontre sur la surface du globe :
- L'ascendance peut être d'origine simplement thermodynamique quand elle est provoquée par une instabilité de l'air surchauffé à la base. Une advection d'air frais ou froid en altitude accroît encore l'instabilité et constitue donc une condition favorable. Ce type d'ascendance qui s'observe couramment dans la zone équatoriale jusqu'aux limites de la troposphère n'a qu'un rôle limité aux moyennes latitudes, sauf par temps d'orage. Les mouvements de l'air s'organisent en cellules de convection avec colonnes montantes et colonnes descendantes.
- Dans les dépressions, secteurs de convergence de l'air, l'ascendance est essentiellement d'origine dynamique. Elle est d'autant plus active que l'air léger est souvent obligé de s'élever le long de discontinuités introduites par les différences de caractère des volumes d'air en présence. Ces ascendances de type cyclonique jouent un rôle capital dans les moyennes latitudes.
- Enfin l'ascendance de l'air peut être provoquée par les irrégularités du relief : plaine ou plateau rugueux en bordure de la mer et surtout obstacle montagneux, dont l'influence est d'autant plus décisive qu'il s'oriente perpendiculairement à la direction suivie par l'air humide. Ces ascendances forcées de type orographique interviennent dans toutes les parties du globe et sont responsables de bien des contrastes climatiques observés à l'intérieur des grandes zones.

II - La condensation et les nuages

II - 1 - La condensation

Théoriquement, le passage de la vapeur d'eau à l'eau liquide, c'est à dire la condensation, s'opère automatiquement dès que la tension critique est atteinte. Mais il arrive souvent que les particules solides permettant la condensation manquent dans les couches les plus pures de l'atmosphère libre, de sorte que l'air peut continuer ainsi de s'enrichir en vapeur d'eau bien au-delà du point de saturation, jusqu'à contenir plusieurs fois la quantité d'eau correspondant à celle de la tension maximale. Dans ce cas, l'air se trouve en état de sursaturation. Qu'une condensation vienne à s'y produire finalement, elle risque d'être d'autant plus brutale qu'elle est plus tardive dans un air sursaturé.
Le déclenchement du phénomène exige la présence de fines particules qu'on dénomme les noyaux de condensation.
Ainsi les traînées blanches qui accompagnent le passage des avions à réaction en altitude ne font que matérialiser le processus de condensation déclenché par les particules contenues dans les gaz d'échappement.
Ces noyaux de condensation comprennent d'un part des "noyaux neutres" - poussières d'origines diverses, cendres volcaniques, débris végétaux (pollens), petites particules hygroscopiques du sel marin... - qui sont surtout abondants dans les deux ou trois premiers kilomètres de l'atmosphère, et d'autre part des particules électrisées, les ions, présents partout, qui s'unissent aux noyaux neutres pour former de "gros ions". Le rôle des gros ions est capital dans la condensation et par voie de conséquence dans les précipitations. Ainsi les brouillards des zones industrielles et urbaines s'expliquent en bonne partie par l'abondance des poussières contenues dans les fumées des foyers où la combustion est incomplète. Londres et sa banlieue, la région de Manchester, Paris, Lyon, le Nord-Est industriel français sont des exemples bien connus. Dans les régions littorales, la condensation est favorisée par la présence de fines particules de sel provenant des embruns. En altitude, une "couche sale", la péplopause est souvent le siège de nuages en bancs, car des poussières prisonnières d'une inversion thermique s'y accumulent.
Quant aux innombrables poussières disséminées par d'énormes explosions d'origine volcanique, elles ont pour effet de favoriser la condensation et éventuellement la pluie (Krakatoa, Mont Saint-Helens, Pinatubo...).
Avant même que le point de saturation ne soit atteint, de très fines gouttelettes peuvent se fixer autour des noyaux de condensation. Elles sont en constante évolution. Certaines, installées sur un noyau hygroscopique constituent des solutions et sont plus avides de vapeur d'eau que d'autres, formées d'eau pure. Aussi les premières ont-elles tendance à se nourrir au détriment des secondes. Mais tant que l'atmosphère n'est pas saturée, la croissance des gouttes reste très limitée.

II - 2 - La formation des nuages

Une fois constitué, le nuage peut être considéré comme un assemblage de fines gouttelettes liquides ou de fins cristaux de glace. Les gouttelettes sont des sphères pleines dont le diamètre est compris entre 1 et 100 micromètres - généralement entre 5 et 25 micromètres - et dont le nombre varie d'ordinaire de 1000 à 1500 par cm cube. Certes, la masse d'eau ainsi condensée ne représente guère que quelques dixièmes de grammes par m cube, tout au plus quelques grammes par m cube dans les pays tropicaux, mais il convient d'y ajouter l'eau à l'état de vapeur, sorte de potentiel utilisable pour la régénération des nuages au cours des précipitations.
Les gouttelettes, aussi petites soient-elles, ont tendance à tomber sous l'influence de leur propre poids à une vitesse qui dépend naturellement de leur taille. En air calme, le déplacement est de l'ordre de 1 cm/s. Mais comme dans un même nuage les diamètres varient, des mouvements relatifs des gouttelettes les unes par rapport aux autres s'instaurent. En outre, les nuages sont le plus souvent le siège de mouvements ascendants, favorisés précisément par la condensation qui libère de l'énergie calorifique (chaleur latente de condensation) et crée ou accroît l'instabilité. L'ascendance peut ainsi compenser l'action de la pesanteur et maintenir les fines gouttelettes en suspension ou même l'emporter et les obliger à grimper.
Il en résulte au total des mouvements compliqués de turbulence véhiculant selon des trajectoires différentes des gouttelettes de poids variable. Ces déplacements devraient provoquer les phénomènes de coalescence, mais tant que la vitesse reste faible la coalescence n'est guère possible, car les gouttelettes entraînent avec elles des filets d'air qui se frayent un passage.
En tout cas, les nuages ne sauraient être considérés comme des unités indéformables emportées par le vent à la manière de ballons. Ils subissent des transformations incessantes et peuvent avoir des mouvements différents de celui de l'air qui les véhicule. L'exemple le plus caractéristique à cet égard est celui des nuages orographiques accrochés parfois comme des drapeaux à certaines crêtes montagneuses : en dépit d'un vent violent, ils sont stationnaires et témoignent ainsi par leur présence de la précarité des conditions favorables à la condensation dans l'air en mouvement.

II - 3 - Les types de nuages

On pourrait classer les nuages suivant leurs aspects :
- en voile, quand les contours et les dimensions ne sont pas définis ;
- en nappe, quand la base et le sommet sont nets, mais pas les bords ;
- cumuliformes, quand les contours sont précis et peuvent être dessinés.
Mais le classement physionomique, s'il rend des services, n'introduit pas toujours de clivage bien logique, car il peut séparer des nuages généralement associés et à l'inverse réunir des nuages fort différents par leur altitude ou leur mode d'apparition.
La distinction la plus simple et la plus rationnelle consiste d'abord à opposer les nuages à développement vertical et les autres, c'est à dire ceux dont les dimensions horizontales excèdent de beaucoup l'épaisseur et dont l'étagement est relativement bien établi.

A/ Les nuages à développement vertical

Ils trahissent toujours une instabilité plus ou moins marquée de l'atmosphère et matérialisent souvent les colonnes ascendantes d'un système convectif.
A nos latitudes, par beau temps d'été, les cellules de convection s'amorcent généralement à la fin de matinée ou au début de l'après-midi, quand le réchauffement au voisinage du sol est suffisant pour créer un gradient thermique vertical, générateur d'instabilité. Encore faut-il que les contrastes d'échauffement au sol (secteurs rocheux, prairies, forêts...) soient assez marqués. Quand la condensation s'opère au sommet d'une colonne ascendante, elle est matérialisée par un cumulus (Cu), nuage blanc à base plane et à petites protubérances sommitales. Ces cumulus de beau temps sont parfois éphémères. Ils ne se développent que sur quelques centaines de mètres de hauteur s'ils sont coiffés par de l'air stable et a fortiori par une inversion thermique d'altitude (cumulus humilis).
Par contre en situation d'instabilité, le développement vertical peut prendre plus d'ampleur (1 à 2 km) et des bourgeonnements apparaissent à la partie supérieure. Dans ce cas, on est en présence d'un cumulus bourgeonnant (cumulus congestus) dont la forme rappelle celle d'un chou-fleur et qui peut occasionnellement s'accompagner de quelques petites ondées.
Si, à la faveur de conditions favorables, telles que l'échauffement de surface ou l'afflux d'air frais supérieur ou encore l'accentuation de mouvements convectifs par le relief, l'instabilité prend des proportions plus grandes, alors naissent de gros nuages appelés cumulo-nimbus (Cb ou CuNb). Ils sont aisément reconnaissables avec leur sommet en forme de panache ou d'enclume, d'un blanc éclatant à texture fibreuse (cristaux de glace) et leur base gris sombre. Générateurs de précipitations courtes mais drues de pluie ou de grêle, ils témoignent toujours d'une forte instabilité et sont caractéristiques des temps orageux. Aussi les courants ascendants qu'on y rencontre sont-ils particulièrement violents (jusqu'à 30m/s). On y a décelé également des courants descendants qui résultent d'un entraînement d'air froid par les averses.
Si le développement vertical de ces nuages dépassent rarement 5 à 6 km dans nos régions, dans la zone équatoriale, l'instabilité gagne parfois le sommet de la troposphère.

B/ Les autres nuages

Ils se développent principalement dans le sens horizontal et s'ordonnent en grandes familles qu'on peut commodément classer selon leur altitude, malgré d'inévitables interférences.
Dans la partie supérieure de la troposphère se rencontrent des nuages blancs ou très clairs formés de petites paillettes ou aiguilles de glace : les cirrus (Ci), filaments disposés en houppes, en "coups de griffe", si fins et délicats qu'ils ne parviennent pas à masquer l'éclat du soleil ; les cirrostratus (Ci St), voiles légers et blanchâtres accompagnés souvent de halos caractéristiques ; et enfin les cirrocumulus (Ci Cu), petits flocons blancs qui rappellent par leur alignement les rides des plages sableuses.
Dans l'étage moyen, les nuages sont constitués surtout de minuscules gouttelettes d'eau. Les plus typiques d'entre eux sont les altostratus (A St) en voile gris qui peuvent donner des pluies fines et les altocumulus (A Cu) parfois lenticulaires et isolés, le plus souvent disposés en bancs avec ombre propre (ciel moutonné).
Les nuages de l'étage inférieur sont plus sombres, plus chargés d'eau et s'accompagnent de précipitations d'importance variable selon les cas. Avec les gros rouleaux ou damiers gris des strato-cumulus (St Cu), les pluies restent en général occasionnelles et limitées. Par contre les nimbo-stratus (Nb St), qui masquent complètement le soleil de leur voile dense, gris et triste, sont fréquemment à l'origine de précipitations durables. Quant aux stratus (St) très uniforme qui peut descendre jusqu'au voisinage du sol, il est bien difficile à distinguer d'un brouillard élevé.
Schématiquement, on peut admettre que les nappes nuageuses fragmentées (Ci Cu, A Cu, St Cu) trahissent des phénomènes ondulatoires qui naissent au contact de deux volumes d'air animés de mouvements de vitesse ou de direction différentes, un peu comme la houle de la mer au contact de l'eau et de l'atmosphère. Leur présence indique donc une turbulence.
Pour expliquer les nappes continues ou en couche (Ci St, A St, Nb St), on fait généralement appel à un soulèvement d'ensemble de l'air provoqué par le passage sur le continent et le relief ou encore par des phénomènes de chevauchement ou de sous-chevauchement de deux masses d'air l'une par rapport à l'autre.



II - 4 - Les enseignements de l'image satellitaire

Bien que commode, cette classification analytique des nuages n'en reste pas moins artificielle, dans la mesure où elle ne tient pas compte des associations possibles entre divers types de nuages. L'étude l'imagerie satellitaire permet une analyse physionomique plus globale du couvert nuageux que l'observation au sol.
Les nébulosités les plus élevées se rencontrent aux basses et moyennes latitudes. Mais leur signification est bien différente. Aux basses latitudes, les cumulonimbus en amas, plus ou moins organisés en bandes ouest-est témoignent sur les océans du positionnement de l'équateur météorologique. Sur les continents, les accrétions de nuages cumuliformes soulignent les variations locales de la convection. Aux moyennes latitudes et aux latitudes subpolaires, les nuages cirriformes, stratiformes et cumuliformes se superposent pour former, sur plusieurs milliers de kilomètres, de grandes bandes transverses par rapport aux parallèles. Ces structures, groupées le plus souvent par deux d'importance inégale, convergent côté polaire vers un tourbillon. Ces systèmes nuageux sont particulièrement amples dans l'hémisphère austral.
Aux latitudes tropicales et subtropicales, les ciels sont beaucoup plus dégagés, en particulier au-dessus des continents (Sahara), où le substrat apparaît avec précision. Sur les océans, différents types de nuages se succèdent en allant de l'Est vers l'Ouest : des nappes de stratus à proximité des côtes africaines, et au-delà, au large, sans transition franche, des rues de cumulus succèdent à des pavages de stratocumulus.
L'imagerie satellitaire permet d'autre part l'analyse objective de la nébulosité (part de ciel couvert de nuages). Elle s'exprime d'ordinaire en huitièmes (octas), et permet d'établir des relations avec l'insolation, les précipitations...En effet, tous les nuages n'ont pas la même signification en matière de pluviosité, puisque certains exigent pour leur formation une forte instabilité (Cu Nb), alors que d'autres naissent au contraire au sein d'un air stable (brouillards) sans avoir la possibilité d'apporter des précipitations notables.

III - Les précipitations

Chacun sait que tous les nuages ne s'accompagnent pas de précipitations. Si la condensation est en effet nécessaire, elle ne saurait pour autant être considérée comme suffisante. Comparons les gouttelettes qui constituent les nuages et les gouttes de pluie : les premières ont un diamètre généralement compris entre 10 et 25 micromètres, les secondes sont de taille différente et leur diamètre s'échelonne d'ordinaire entre 0,5 mm (500 micromètres) et 3 mm (3000 micromètres). L'ordre de grandeur n'est pas le même et il faut donc se demander comment les gouttes peuvent acquérir de pareilles dimensions.

III - 1 - Les mécanismes de formation des précipitations

Dans les nuages, des gouttelettes d'eau liquide - donc à l'état de surfusion - coexistent avec des cristaux de glace, formés autour de noyaux de cristallisation ou de congélation (noyaux glaçogènes). Les cristaux de glace bénéficient naturellement d'une condensation plus rapide (principe de la paroi froide) et se nourrissent grâce à la vapeur d'eau contenue dans l'air ambiant saturé. Les gouttelettes liquides au contraire ne grossissent guère et peuvent même à partir d'une certaine tension de vapeur perdre une partie de leur eau par évaporation. A partir de ce moment tout se passe comme si les cristaux se développaient au détriment des gouttelettes, comme si un transfert d'eau s'opérait des secondes vers les premiers. Grâce à cette instabilité interne, les cristaux peuvent acquérir une taille qui leur permet de tomber, soit à l'état de neige si l'air des basses couches de l'atmosphère est froid, soit à l'état de pluie après fusion si l'air est à une température relativement élevée.
Ce mécanisme proposé par Bergeron exige beaucoup de temps, car la croissance est lente et on voit mal comment il pourrait expliquer la formation des grosses gouttes des nuages du type Cu Nb, où l'évolution ne dure pourtant que quelques heures. De ce processus il faut surtout retenir une explication cohérente pour la constitution des fines gouttes de pluie des nuages tels que A St ou Nb St et d'une manière plus générale pour la phase initiale de croissance inégale des gouttelettes.
Dans un nuage comprenant déjà des gouttelettes de taille très différente, les vitesses de chute sont déjà nécessairement très variées. Les plus grosses gouttes tombant plus vite peuvent absorber au passage les petites qu'équilibrent les mouvements ascendants, à condition que le nuage ait une épaisseur suffisante. Mais cette coalescence est surtout le fruit d'une active turbulence qui fait se croiser les trajectoires désordonnées des gouttelettes. Elle a donc d'autant plus de chances de se produire que l'air est plus instable et soumis à un violent brassage. On comprend que dans les épais nuages à développement vertical du genre Cu Nb, qui sont le siège de forts courants ascendants capables de faire grimper de grosses gouttelettes, la coalescence devienne le mécanisme essentiel de formation de la pluie, sauf peut-être dans la partie supérieure riche en particules de glace.
Naturellement, avec ces grosses gouttes, la quantité d'eau précipitée dans un intervalle de temps donné - c'est à dire l'intensité des précipitations - est plus importante.
Mais quelque soit le mécanisme dominant, la quantité recueillie au sol sous un nuage pluvieux au cours de son évolution est le plus souvent bien supérieure à la quantité d'eau condensée contenue dans le nuage. Il faut admettre que ces nuages "régénèrent" en quelque sorte leur contenu en eau, grâce à un emprunt de vapeur d'eau qui ne peut venir que du bas par des mouvements ascendants. Tous les facteurs qui contribuent à l'ascendance de l'air et à son refroidissement par détente seront donc en même temps responsables de la saturation et de précipitations plus ou moins copieuses.

III - 2 - La répartition des précipitations à le surface du globe

Chaque année, une masse d'eau énorme, d'un peu plus de 14 millions de tonnes par seconde, est précipitée à la surface du globe : ce qui représente une lame d'eau annuellement uniformément répartie de l'ordre de 1000 mm (rappelons que la hauteur des précipitations est exprimée généralement en mm ; 1 mm représentant 1 litre d'eau par m²). Comme l'atmosphère terrestre ne contient en moyenne que 25 mm, le stock d'eau se renouvelle vite (environ tous les dix jours).
La répartition des précipitations est très inégale dans l'espace et le temps. Aucune carte ne peut réellement représenter les hauteurs d'eau précipitées, même à partir d'un très grand nombre de stations de mesure. La distribution, à la surface des continents, dépend d'une multiplicité de conditions locales (en été, les précipitations sont par exemple plus abondantes au coeur de Paris qu'à la périphérie).
La hauteur moyenne des précipitations reste néanmoins un des fondements de notre connaissance climatique de la terre. Entre les valeurs moyennes annuelles les différences sont considérables, avec des totaux pouvant varier de 1 à 10000. Les contrastes dominants de la distribution spatiale s'éclairent à la lumière de la disposition des centres anticycloniques et dépressionnaires qui engendrent les advections d'air humide sur les océans et les continents mais aussi de la capacité hygrométrique de l'air, fonction de sa température et enfin des grands reliefs terrestres.

1/ Les oppositions zonales

Très nettes, elles peuvent être schématisées sur un graphique où sont représentées les hauteurs moyennes calculées par latitude. Trois zones arrosées et quatre bandes plus sèches sont ainsi mises en évidence.
La principale zone pluvieuse est grossièrement axée sur l'équateur le long d'une bande qui va de l'Amazonie à la Nouvelle-Guinée en passant par le golfe de Guinée, le bassin du Congo et les îles de la Sonde. A vrai dire, elle comporte bien quelques interruptions, sur les océans et en Afrique orientales notamment, mais sa continuité est tout de même assez remarquable. On notera l'importance qu'y prennent les régions recevant plus de 2000 mm. Globalement, on peut estimer que la zone intertropicale reçoit plus de la moitié des précipitations qui tombent à la surface du globe.
Deux autres bandes situées aux moyennes latitudes, entre les 40° et 50° parallèles, se distinguent également par leurs précipitations encore élevées. Dans l'hémisphère sud, plus océanique, la bande est bien continue, alors que dans l'hémisphère nord, les grandes masses continentales rompent le dispositif zonal. L'océanité est un facteur d'accroissement des précipitations.
Quant aux zones sèches, elles sont représentées à la fois aux très hautes latitudes et aux voisinages des tropiques. Dans les régions polaires, en dépit d'une nébulosité forte, les totaux de précipitations restent souvent médiocres et parfois dérisoires, par suite de la faible capacité hygrométrique de l'air froid, et aussi du régime de la circulation atmosphérique.
Les déserts tropicaux et subtropicaux, s'intercalent entre les trois bandes pluvieuses décrites précédemment. Le total moyen est faible, même sur les océans (triangle arides) mais de plus il est très variable d'une année à l'autre : on peut estimer que la variabilité interannuelle est d'autant plus élevée que les quantités précipitées sont plus faibles. Dans l'hémisphère austral, ces régions sèches ne sont pas toujours de véritables déserts sur les continents, alors que dans l'ancien monde un grand ruban désertique d'un seul tenant (arabo-saharien) constitue une barrière géographique de première grandeur.
En revanche, en Amérique du Nord et en Asie, le schéma zonal est gravement perturbé ; le dispositif est transverse ou méridien, ce qui mérite de retenir l'attention.

2/ Les dissymétries

Les effets de façade (Est des océans-Ouest des continents/Ouest des océsn-Est des continents) conduisent d'importantes dissymétries.
Dans la zone intertropicale, les ceintures se réduisent ou disparaissent à l'Est des continents (Asie du Sud-Est, Amérique, Australie), alors qu'à l'Ouest, les régions sèches océaniques mordent largement sur les continents. La circulation atmosphérique explique ce dispositif. A ces latitudes, la couplage océan-atmosphère est efficace. Lorsque les vents entraînent l'eau de surface loin des côtes, des eaux profondes remontent par compensation (upwelling) ; ces eaux plus fraîches que l'air assurent le refroidissement de la basse troposphère et donc sa stabilité (subsidence).
Aux moyennes et hautes latitudes, jusqu'au 60° parallèle environ, la dissymétrie est inverse. En Amérique, il suffit d'opposer la bordure pacifique du Canada et la péninsule du Labrador, ou mieux la façade côtière du Chili du Sud et les régions steppiques de l'Argentine, pour le constater. En Eurasie, les précipitations que reçoit la façade atlantique de l'Europe occidentale - de la Galice espagnole à la Norvège centrale - sont sans commune mesure avec les totaux pluviométriques qu'on relève le long des côtes des mers d'Okhotsk et de Béring. Ces observations s'éclairent par l'origine des advections humides, elles-mêmes tributaires des grands courants marins de surface (dérive Nord-Atlantique, Kuro-Shivo pour le Pacifique Nord).

3/ Le rôle joué par les reliefs continentaux

Bien visible sur les cartes d'échelle moyenne, l'influence du relief se superpose aux canevas général qui vient d'être tracé. Ainsi une carte du total annuel des précipitations en France ou en Europe occidentale laisse deviner aisément les principaux hypsothermiques. Le rapprochement du point de saturation consécutif à l'abaissement de la température de l'air et surtout l'importance des phénomènes d'ascendance forcée ont pour effet d'augmenter la fréquence et l'intensité des précipitations en montagne. Inversement, les bassins et les profondes vallées sont moins arrosés. L'augmentation de la pluviométrie avec l'altitude peut même être calculée. Mais ce gradient pluviométrique est beaucoup moins régulier que le gradient thermique, puisqu'il varie en Europe occidentale, selon les sites, de 50 mm à plus de 200 mm pour 100 m.
Au reste, l'augmentation du total des précipitations ne se poursuit pas toujours vers le haut : en certains cas, les précipitations diminuent en fréquence et en abondance au-delà d'un niveau qu'on qualifie d'optimum pluviométrique. L'altitude de cet optimum est controversée, car elle varie selon la zone et la taille des reliefs considérés (2000 m à Hawaï, peut-être 3000 m dans les Alpes...). Cependant, il ne suffit pas de considérer l'altitude absolue, il faut faire intervenir également l'éloignement de la mer et l'exposition aux vents pluvieux. En France par exemple, le Massif Central très exposé aux vents d'Ouest est, à altitude égale, plus arrosé que les Alpes et plus particulièrement les Alpes internes. Même dans une moyenne montagne comme les Vosges, les différences d'exposition jouent un rôle important : le versant lorrain tourné vers l'Ouest reçoit plus de pluie que la retombée orientale du côté alsacien. Naturellement, exposition et abri sont deux phénomènes complémentaires, le second étant en quelque sorte le négatif du premier.
Ainsi, pour reprendre l'exemple du Nord-Est français, c'est dans la partie centrale de la plaine d'Alsace, vers Colmar, qu'on rencontre les totaux les plus faibles (moins de 700 et même moins de 600 mm), parce que ce secteur bénéficie de la protection des Hautes Vosges. Le phénomène d'abri, ou d'ombre pluviométrique, par rapport au massif voisin, y est particulièrement marqué.
Ces contrastes d'exposition et d'abri sont d'autant plus nets que les reliefs forment une barrière orientée perpendiculairement à la direction des vents pluvieux. C'est le cas des chaînes côtières d'Amérique du Nord, des Andes méridionales ou du bourrelet montagneux norvégien tournés vers l'Ouest. C'est également vrai du rebord oriental montagneux de Madagascar qui reçoit de front l'alizé humide de l'Est. Dans les îles montagneuses, plus particulièrement celles qui sont soumises aux courants d'alizé, il en résulte souvent une opposition classique entre les versants arrosés "au vent" et les versants "sous le vent" plus secs (exemple : Hawaï, Antilles, Philippines, etc.).

III - 3 - La pluviosité et les régimes pluviométriques

S'il est important de connaître le total pluviométrique annuel, il est non moins essentiel de savoir avec quelle fréquence les précipitations se produisent, c'est à dire de déterminer le nombre de jours de précipitation et leur répartition saisonnière. L'écoulement des fleuves et des rivières, le tapis végétal...ne seront évidemment pas identiques si les précipitations se concentrent sur quelques mois ou s'étalent tout au long de l'année.

1/ La pluviosité

La carte du nombre annuel de jours avec précipitation (par convention : au moins 0,1 mm d'eau liquide), apporte un éclairage différent sur les régions bien pourvues quantitativement. Les latitudes moyennes, au-dessus ou à proximité des océans, sont arrosées plus de 3 jours sur 4. Dans la zone intertropicale, de forts totaux ne sont pas toujours associés à des fréquences élevées, comme par exemple en Inde ou au Bangladesh. L'utilisation par les êtres vivants d'un stock d'eau mal réparti dans le temps, pose de graves problèmes.
L'analyse complète des précipitations suppose donc de traiter simultanément quantité, nombre de jours et saisonnalité.

2/ Les régimes pluviométriques

Pour mettre en évidence les régimes pluviométriques, la méthode la plus simple consiste à dresser les graphiques où sont reportées les hauteurs moyennes mensuelles des précipitations. Mais d'une station à l'autre les différences considérables dans le total annuel rendent les comparaisons difficiles. En outre, l'inégale durée des mois fausse un peu les résultats. Pour pallier ces deux inconvénients, il est commode de calculer pour chaque mois un quotient ou coefficient pluviométrique, c'est à dire de rapporter la valeur moyenne observée à ce que serait la hauteur mensuelle d'eau si les pluies étaient distribuées de façon rigoureusement égale pour chaque jour de l'année :
Appelons P le total annuel, p le total mensuel d'un mois de 30 jours par exemple. La valeur-référence d'un mois de 30 jours est :
Pi = (Px30)/365
Le coefficient q=p/Pi sera supérieur ou inférieur à 1 selon les mois.
La notion de régime pluviométrique repose évidemment sur des moyennes. Dans les régions arides où la variabilité des précipitations devient très grande, la moyenne n'a plus beaucoup de sens et le régime à la limite, n'est plus qu'une abstraction.
Ailleurs, on peut opposer des climats à saisons bien tranchées et des climats où les précipitations se font tout au long de l'année avec de simples nuances saisonnières.

3/ La zone intertropicale

Dans cette zone, c'est la répartition des pluies qui règle les saisons, car la température varie peu. Les précipitations deviennent donc un élément essentiel et presque tyrannique du climat.
Le rythme le plus simple s'observe au voisinage des tropiques jusqu'à des latitudes relativement basses de l'ordre de 10° environ. La longue saison sèche est interrompue par une seule période pluvieuse bien marquée qui coïncide en gros avec le déplacement de l'équateur météorologique qui accompagne le passage du soleil au zénith. En Asie du Sud-Est, le rythme est très voisin, mais l'apparition des pluies peut-être d'une grande brutalité (exemple de Bombay).
Quand on se rapproche de l'équateur, deux périodes de sécheresse inégales, séparées par deux périodes pluvieuses, suivent les équinoxes (exemple de Lagos). La grande période sèche correspond au solstice d'hiver et la petite au solstice d'été.
A la limite, c'est à dire au voisinage immédiat de l'équateur, il n'y a plus de mois vraiment sec et on note seulement une recrudescence des pluies après chaque équinoxe au moment où le soleil occupe une position zénithale.
Si le rythme des précipitations semble lié à l'altitude du soleil au-dessus de l'horizon, en réalité c'est le balancement général de la circulation atmosphérique qui est en cause.

4/ Les zones extra-tropicales

Les oppositions saisonnières y sont généralement beaucoup moins tranchées, sauf dans les régions méditerranéennes qui ont des précipitations de saison froide et une sécheresse de saison estivale très accentuée. Sinon par le rythme, du moins par la brutalité des contrastes saisonniers, le domaine méditerranéen est déjà subtropical.
Aux latitudes moyennes, les différences entre régimes sont surtout affaire de situation à l'intérieur du continent ou au contraire en façade maritime, car la position règle en définitive la fréquence des types de circulation selon les saisons. Sur la façade occidentale de l'Eurasie, les régimes sont caractérisés par des précipitations étalées tout au long de l'année, avec toutefois une prédominance de saison froide. Ce type de régime est qualifié d'océanique. Au contraire, dans un régime continental sévère comme celui d'Irkoutsk, les précipitations sont surtout concentrées au cours de la période estivale, sans que l'hiver soit rigoureusement sec pour autant.

III - 4 - La neige et son devenir

Les précipitations sous forme neigeuse méritent une analyse particulière, car elles interviennent largement dans la géographie des hautes latitudes et plus encore dans celle des montagnes. Les glaciers doivent à la neige leur alimentation, les arbres en sont tributaires pour leur limite et l'homme lui-même en tient compte dans son habitat.

1/ Les chutes de neige

La formation de la neige liée à une condensation progressive en milieu froid requiert à la fois une forte humidité et des températures assez basses sinon au sol du moins au niveau des nuages et de l'air sous-jacent. Cependant, il est bien connu que les chutes de neige les plus abondantes s'effectuent d'ordinaire quand la température est au voisinage de 0°C où légèrement en-dessous. Le grand froid se comporte comme un élément inhibiteur, car il fait baisser fortement la capacité hygrométrique de l'air et trahit du reste une situation atmosphérique stable peu propice aux précipitations.
L'occurrence des chutes de neige fait apparaître une opposition entre les plaines et les montagnes. Au niveau de la mer, dans la zone intertropicale, les précipitations neigeuses sont inconnues pour des raisons thermiques. La limite extrême passe à travers les déserts subtropicaux : elle atteint le tropique en Amérique (Mexique notamment). A partir des régions méditerranéennes, de la Chine centrale et du Sud du Japon, les chutes se produisent régulièrement, mais elles sont peu nombreuses. La limite moyenne annuelle des 40 jours de chute de neige cerne, aux moyennes latitudes boréales et aux hautes latitudes australes, de vastes espaces continentaux.
La montagne, quant à elle, bénéficie non seulement de l'augmentation des précipitations en altitude, mais encore du refroidissement vers le haut qui accroît le nombre de jours de neige. Toutefois, la fréquence ne dépasse que rarement 150j/an.
La hauteur cumulée des chutes de neige, qui peut être exprimée en équivalent d'eau liquide (mm) dont l'épaisseur est de l'ordre de 1/10 du manteau neigeux, permet de renforcer cette opposition. La quantité d'eau tombée est d'autant plus faible que l'air est froid et stable. Dans les hautes latitudes (Canada, Sibérie) les plaines et les plateaux reçoivent moins d'un mètre de neige par an (Irkoutsk=35 cm) alors que les hauteurs sont au moins 10 fois plus importantes dans les montagnes des latitudes moyennes (Chamonix=autour de 10 m).
Les précipitations sont uniquement solides à partir de 3800 m dans les Alpes...mais seulement à partir de 5000 m dans la Cordillère Centrale de Nouvelle-Guinée.

2/ Le tapis neigeux, l'enneigement

Une fois déposée au sol sous forme d'un manteau, la neige se maintient de façon plus ou moins durable. Schématiquement, on peut admettre que la fusion dépend de deux facteurs : la température et la masse de neige.
Dans les hautes latitudes continentales, si le tapis est mince, il est cependant très durable en raison du froid vif et persistant.
A vrai dire, la présence d'une couche de neige à fort albédo favorise les déperditions d'énergie solaire et contribue ainsi à la formation d'anticyclones thermiques responsables à leur tour d'un temps froid et sec. Au total, l'enneigement se prolonge et marque pendant de longs mois les paysages de la Sibérie et de la Prairie canadienne. Comme la fonte est essentiellement tributaire du relèvement brusque de la température au printemps, elle intervient à une date peu variable d'une année à l'autre.
En montagne, où les moyennes thermiques d'hiver sont nettement moins basses, le manteau neigeux ne peut se maintenir que grâce à son épaisseur. Les chutes étant plus ou moins importantes selon les années, la date de fusion devient assez capricieuse. En général, des chutes abondantes et précoces d'automne assurent un enneigement plus durable que des petites averses de neige répétées ou des grosses chutes tardives de printemps. Si la chape de neige a plus vite fait de recouvrir la montagne en montagne que de disparaître au printemps ou au début de l'été, elle reste étroitement dépendante pour sa fusion des moyennes thermiques.
Le rôle de l'exposition est capital au moment de la fonte, et des écarts de plusieurs centaines de mètres dans l'altitude-limite du manteau peuvent être relevées entre l'adret et l'ubac : de 240 à 440 m selon les mois pour la vallée de l'Inn par exemple.
Sur les montagnes des basses latitudes, la diminution de l'amplitude thermique annuelle est telle que le rythme saisonnier de l'enneigement a tendance à disparaître. On passe ainsi en quelques centaines de mètres de l'étage des neiges occasionnelles ou même exceptionnelles à l'étage des neige pérennes plus ou moins transformées en glace.

3/ Les neiges persistantes

Il arrive qu'au coeur même de l'été, le tapis neigeux ne parvienne pas à fondre entièrement ; ce qui revient à dire que dans le bilan global annuel l'alimentation de neige l'emporte finalement sur l'ablation par fusion ou sublimation. Ces neiges éternelles - ou de manière moins poétiques mais plus exacte (car elles se renouvellent) ces neiges persistantes - vont donc pouvoir s'accumuler en donnant naissance à des névés ou à des glaciers. A une simple capitalisation saisonnière de l'eau se substitue une capitalisation qui s'étale sur plusieurs années dans les montagnes des latitudes moyennes et parfois sur plusieurs siècles dans les hautes latitudes.
L'enneigement permanent n'est qu'un cas particulier de l'enneigement en général et dépend donc lui aussi de la température et de l'importance des chutes. On comprend dans ces conditions que la limite des neiges persistantes soit plus basse en moyenne dans les régions équatoriales que dans les régions tropicales sèches : par exemple, 4600 m en Nouvelle-Guinée contre 6000 m dans les Andes sèches. De la même manière, aux latitudes moyennes, la limite s'élève depuis les montagnes les plus exposées et donc les plus arrosées jusqu'aux montagnes continentales plus sèches où la masse de neige à fondre est plus réduite : de 2800-3000 m dans les Alpes (en ubac) jusqu'à 3700 m dans le Caucase oriental. Sur le versant Sud de l'Himalaya battu de plein fouet par la mousson, la limite est plus basse que sur le versant Nord.
L'abaissement vers les hautes latitudes se fait plus vite dans l'hémisphère sud frais et humide que dans l'hémisphère Nord où les continents occupent une place plus grande, de sorte que l'altitude 600 m est atteinte en moyenne dès le 60° parallèle Sud, mais seulement vers le 70° parallèle de latitude Nord. Finalement, la limite des neiges persistantes rejoint le niveau de la mer vers le cercle polaire de l'hémisphère Sud, alors que dans le bassin polaire arctique elle ne descend probablement pas actuellement à l'altitude 0.
Tous ces repères n'ont à l'échelle géologique qu'une valeur provisoire, car la limite des neiges persistantes enregistre - avec un certain retard - les changements climatiques.


IV - Conclusion : le bilan de l'eau

A l'échelle du globe, les quantités d'eau reçues sous forme de précipitations liquides ou solides équivalent aux quantités perdues par évaporation. Mais l'équilibre du bilan global ne doit pas masquer les différences qui existent d'une zone à l'autre. Ainsi, sur les océans au voisinage de l'équateur et aux latitudes supérieures à 40° environ, les apports d'eau sont excédentaires, tandis qu'aux latitudes subtropicales et tropicales la balance est déficitaire. Une compensation est assurée par les courants marins. Pris dans leur ensemble, les continents qui, comparés aux océans, évaporent peu, reçoivent en définitive plus d'eau qu'ils n'en perdent par évaporation : le surplus est restitué aux océans par l'écoulement des rivières et des fleuves. Finalement, tous ces déséquilibres impliquent des transferts d'énergie que la circulation atmosphérique est en mesure d'opérer grâce au cycle évaporation-condensation.
A la surface des continents, le bilan de l'eau est plus difficile à établir en détail car il comporte de multiples "relais".
L'hydrologue considère la quantité d'eau écoulée par les cours d'eau, elle est nécessairement bien inférieure à celle apportée par les précipitations puisqu'il faut soustraire à ce total la part prélevée par l'évaporation physique et la transpiration physiologique des plantes. Le reste - entre 10 % et 80 % aux moyennes latitudes selon les bassins-versants - après infiltration et ruissellement, constitue le quotient d'écoulement.
Le point de vue de l'agronome est bien différent ; il estime les besoins en eau des plantes. Son bilan hydrique tiendra donc compte de la demande (l'évapotranspiration) mais aussi de l'offre (les précipitations utiles qui avec la capacité de rétention du sol définissent la réserve). En définitive, c'est tout l'équilibre de la biomasse continentale qui est en cause.

CHAPITRE 2 : LA DYNAMIQUE ATMOSPHÉRIQUE

La fluidité de l'atmosphère est concrétisée par le vent qui l'agite en permanence sur la majeure partie du globe. Cette mobilité permet d'atténuer le déséquilibre énergétique terrestre dont les caractères régionaux ont été mis en évidence précédemment. Ainsi, à la faveur des brassages atmosphériques, des bouffées d'air tropical parviennent jusqu'à des latitudes élevées qu'elles concourent à réchauffer tandis que des incursions d'air froid issu des régions polaires atteignent sporadiquement les tropiques. Ces transits de grande ampleur auxquels participent les courants océaniques comblent partiellement la pénurie d'énergie consécutive au déficit radiatif dont souffrent les hautes latitudes.

Restent à analyser les modalités de ces vastes transferts qui se concrétisent par deux types de processus : des mouvements horizontaux matérialisés par les vents dont la portée couvre des échelles spatiales très diverses et des mouvements verticaux engendrés par une instabilité de l'air plus ou moins localisée. Dans l'un comme dans l'autre cas, ces manifestations manifestent des anomalies de densité au sein de la masse atmosphérique qui s'expriment en termes de pression.

I - La pression atmosphérique

I - 1 - Le champ de pression au sol

Les molécules d'air se concentrent dans les basses couches de l'atmosphère du fait de l'attraction terrestre et de la compressibilité du milieu gazeux. "Au sol" (entendons par là "à la surface de la Terre"), les mesures de la pression atmosphérique effectuées dans les stations d'observation sont réduites au niveau de la mer avant d'être reportées sur les cartes.
A ce niveau de référence et dans l'hypothèse d'une parfaite répartition de la masse atmosphérique, celle-ci exerce une pression équivalant à 1013,25 hectopascals.

I - 2 - Les variations de la pression et leurs causes

La pression réduite à 0 mètre, peut s'écarter fortement de cette valeur caractérisant l'atmosphère standard puisque l'amplitude entre les extrêmes observés dépasse 200 hPa. Les records "actuels" semblent appartenir à la Sibérie orientale avec 1084 hpa pour le maximum et au Pacifique occidental (près des Philippines) pour le minimum avec environ 870 hPa au centre d'un typhon.
La pression varie en fonction de la densité de l'air et celle-ci est elle-même sous la dépendance de la température (l'air chaud est plus léger que l'air froid) et de sa teneur en vapeur d'eau (plus l'air est humide, plus il est léger parce que la vapeur d'eau a une densité plus faible que les autres constituants gazeux de l'atmosphère ; réalité souvent difficile à faire admettre !). Par ailleurs, des mouvements de l'atmosphère à composante verticale contribuent à faire varier la répartition de la pression : l'air subsident (qui s'écoule vers le bas en se tassant) entraîne une hausse de pression au sol alors que l'ascendance de l'air détermine un effet inverse.

I - 3 - La représentation cartographique

La représentation cartographique du champ de pression "au sol" se fait au moyen d'isobares (lignes d'égale pression) dont l'équidistance est généralement de 5 hPa de part et d'autre de l'isobare de référence 1015 hPa (expression arrondie de 1013,25 hPa). L'étude des situations météorologiques s'appuie sur des champs de pression où les isobares correspondent à un instant donné (observation synchrone pour tout l'espace cartographié). Sur les cartes climatologiques, les isobares représentent des pressions moyennes, à l'échelle mensuelle, en général. Dans chacun de ces deux cas, on constate aisément que le champ de pression présente une organisation où s'individualisent des cellules de hautes pressions (anticyclones) et de basses pressions (dépressions). A ces individus isobariques majeures s'ajoutent des éléments secondaires (talwegs, cols, dorsales, marais...), appellations empruntées à la terminologie géomorphologique.

I - 4 - Les éléments majeurs du champ de pression global

L'analyse des pressions moyennes de janvier et de juillet révèle, pour chaque hémisphère, de grands ensembles agencés selon une structure grossièrement zonale : hautes pressions polaires, dépressions subpolaires (d'Islande et des Aléoutiennes au large de l'Arctique, anneau plus homogène cernant l'Antarctique), anticyclone subtropicaux, renforcés sur les océans (Açores et Sainte-Hélène pour l'Atlantique, au large de la Californie et de l'île de Pâques pour le Pacifique, Mascareignes pour l'océan Indien), dépressions faiblement marquées aux latitudes équatoriales ponctuées de zones à faible gradient (marais ou "doldrums"). Ce dispositif général subit quelques modifications saisonnières qui apparaissent clairement sur les deux mois retenus, symbolisant l'hiver ou l'été selon l'hémisphère concerné.
Dans l'hémisphère en situation d'hiver (janvier pour l'hémisphère boréal, juillet pour l'hémisphère austral), le champ de pression est très contrasté :
- Les anticyclones de renforcent sur le pôle et ses marges.
- Les dépressions subpolaires sont davantage accentuées et débordent sur les latitudes moyennes (vers l'ouest des océans dans l'hémisphère boréal en raison de la configuration continentale).
- Des cellules de hautes pressions se développent en Asie centrale et en Amérique du Nord.
- Les cellules anticycloniques subtropicales tendent à se renforcer et à se déporter vers l'équateur.
Dans l'hémisphère en situation d'été (juillet pour l'hémisphère boréal, janvier pour l'hémisphère austral), le champ de pression présente moins de contrastes. Les faits les plus marquants résident dans l'atténuation des dépressions subpolaires alors qu'aux latitudes subtropicales les anticyclones se renforcent sur les océans, tandis que la pression s'effondre sur les continents, particulièrement sur le centre-sud de l'Asie.

I - 5 - L'évolution de la pression en altitude

La pression diminue quand l'altitude augmente, ce qui est conforme aux lois de l'hydrostatique : cette décroissance, exponentielle, entraîne une répartition verticale caractérisée par quelques niveau de référence (avec leur altitude approximative en mètres qui définissent l'atmosphère standard) :
1000 hPa : 110 m
850 hPa : 1460 m
700 hPa : 3000 m
500 hPa : 5560 m
Selon ces normes, la moitié de la masse atmosphérique se trouve donc au-dessous de 5600 m environ, les trois quarts au-dessous de 10400 m...Vers 16000 m, la pression n'est plus que de 100 hPa. La troposphère accapare donc l'essentiel de la masse gazeuse qui enveloppe la Terre.

Note sur les pressions et altitudes en atmosphère standard : dans la réalité, les valeurs mesurées par les sondes s'écartent quelque peu de celles que fournit ce modèle idéal. Ainsi, le niveau 500 hPa oscille entre les altitudes extrêmes de 4800 et 6000 mètres. De tels par rapport à la normale traduisent des anomalies de la structure verticale de la troposphère qui entraînent des situations météorologiques particulières, comme nous le verrons plus loin. Il est donc indispensable de cartographier l'évolution spatiale de ces phénomènes. Le mode de représentation diffère de celui du champ de pression niveau-mer car on cherche à exprimer ici les variations d'altitude d'un niveau de pression donné (850, 700, 500, 300 hPa...). La surface isobarique analysée (500 hPa par exemple) est matérialisée par des courbes de même niveau (isohypses) qui expriment, en somme, la topographie de cette surface.

II - La circulation atmosphérique

Si l'atmosphère était en parfait équilibre hydrostatique, la pression qu'elle exercerait au niveau de la mer serait partout la même (1013,25 hPa) et la décroissance de la pression avec l'altitude serait régulière et sous la seule dépendance des forces de gravité. Les particules d'air resteraient donc immobiles par rapport à la Terre. Autrement dit, les mouvements verticaux de l'air et le vent n'existeraient pas.

II - 1 - Les mécanismes généraux de la circulation

Ce sont les inégalités se manifestant dans le champ de pression qui entraînent une partie du fluide atmosphérique, excédentaire dans les anticyclones (A), vers les dépressions (D), en situation de déficit. La vitesse du vent est directement proportionnelle au gradient de pression et à la densité de l'air.
Le flux qui quitte l'anticyclone devrait se diriger vers la dépression en suivant la ligne de plus grande pente (isobarique) à la manière de l'eau qui s'écoule du flanc de la montagne vers la vallée. Mais l'observation montre que, le plus souvent, le flux suit approximativement le tracé des isobares quand le substrat est peu rugueux (surface des océans) et en altitude où l'air s'échappe aux contraintes du relief terrestre. La rotation de la Terre est responsable de cette déviation (vers la droite dans l'hémisphère Nord, vers la gauche dans l'hémisphère Sud), d'où le nom de vent géostrophique que l'on donne au flux résultant.
En conséquence, les filets d'air décrivent des mouvements tourbillonnaires. Pour l'hémisphère boréal, dans le sens des aiguilles d'une montre autour d'un anticyclone, en sens inverse autour d'une dépression. Le sens de ces girations est totalement opposé dans l'hémisphère austral. Comme la force de Coriolis est proportionnelle au sinus de la latitude, elle s'exprime pleinement aux pôles (sin 90° = 1) et dans leur environnement immédiat, puis elle s'affaiblit progressivement jusqu'à l'équateur où elle devient nulle (sin 0° = 0). D'où l'absence de cyclones dans les très basses latitudes.
Toutefois, le vent géostrophique ne se réalise que si tout effet de frottement a disparu, ce qui se manifeste dans l'atmosphère libre, à des niveaux relativement élevés de la troposphère, hors de l'influence perturbatrice des grands massifs montagneux. A proximité du sol, la rugosité plus ou moins accusée du substrat vient modifier ce schéma : le vent perd de sa force et subit une déviation (vers la gauche dans l'hémisphère boréal, vers la droite dans l'hémisphère austral).
Autrement dit, l'effet de la rugosité contrarie celui de la rotation terrestre et vise à uniformiser le champ de pression en tendant à vider les anticyclones de leur surplus et à combler les dépressions. L'observation montre que les anticyclones et les dépressions sont plus puissants et plus tenaces sur les océans que sur les continents où ils se démantèlent.

II - 2 - Les grands courants atmosphériques et leurs propulseurs

C'est précisément sur les milieux océaniques que le profil moyen du champ de pression à l'échelle planétaire met en évidence des dépressions et des anticyclones caractérisés par leur vigueur et leur maintien sur des aires géographiques particulières. Ces centres d'action, véritables piliers de la circulation atmosphérique, fractionnent chaque hémisphère en plusieurs ceintures à l'intérieur desquelles les vents adoptent une composante déterminée.
- Les vents d'est, dirigés par les anticyclones polaires, sont mieux individualisés dans l'Antarctique que dans l'Arctique où les hautes pressions sont fragmentées en plusieurs cellules.
- Les vents d'ouest balaient une large couronne entre 35° et 65° de latitude environ (c'est le domaine des "westerlies") mais leur relative constance en altitude disparaît, au sol, sur les continents. Leur vigueur est en effet fonction du gradient de pression entre les anticyclones subtropicaux et les dépressions subpolaires. Elle s'exprime donc pleinement quand ces deux types de cellules se rapprochant et sont centrées approximativement sur la même longitude. La giration inversée qu'elles animent rappelle le mécanisme d'un laminoir et l'air est pulsé violemment vers l'est.
- Les alizés soufflent du nord-est dans l'hémisphère boréal, du sud-est dans l'hémisphère austral et balaient près du tiers de la surface du globe. Issus des anticyclones subtropicaux, ils se dirigent vers le "creux" équatorial où ils convergent avec plus ou moins de vigueur en fixant l'équateur météorologique.

Note sur l'équateur météorologique : il est sinueux et le plus souvent situé au nord de l'équateur géographique, comme le suggèrent les développements nuageux qui le balisent sur les images fournies par les satellites. Notion importante car il matérialise la frontière entre les deux hémisphères météorologiques sous l'angle de leur contenu énergétique. Il est clair que l'hémisphère météorologique austral empiète sur l'hémisphère géographique boréal pour compenser par un gain en superficie sa déficience énergétique. La comparaison de ces deux surfaces hémisphériques traduit donc l'état de ce déséquilibre.

- Remarque : des vents locaux et régionaux très variés viennent diversifier ce schéma moyen. Les particularités de la surface terrestre (relief, contact des mers et des terres) expliquent leur grande diversité qui ne permet pas de les étudier séparément, même les plus familiers d'entre eux.
Les vents liés à la topographie se développent dans un contexte météorologique adéquat. La présence de reliefs canalise leur écoulement (le mistral, le vent d'autan et à un moindre degré la tramontane) ou modifie leurs caractéristiques thermodynamiques (foehn)...
- Les brises soufflent sur des trajets restreints, par journées chaudes et dans un contexte général de temps calme. Qu'elles soient littorales, orographiques ou urbaines, elles s'établissent chaque fois que se manifeste un gradient thermique appréciable, générateur d'un courant de densité. En effet l'air chaud est léger et tend à s'élever alors que l'air froid, plus lourd, descend et s'étale. Un flux compensateur s'établit donc entre la source froide et la source chaude. Ainsi, pendant le jour, la terre, au voisinage de la côte, s'échauffant davantage que la mer, devient le siège d'une dépression relative et aspire l'air marin plus frais et plus dense qui s'étale à la surface de l'eau : c'est la brise de mer. Un circuit de sens opposé s'établit en altitude entre l'air chaud ascendant et l'air frais qui se tasse, comblant ainsi le vide partiel laissé par ce dernier. Ce cycle s'inverse durant la nuit car la terre se refroidit plus intensément que la mer dont l'inertie thermique est forte : c'est alors la brise de terre.
Des mécanismes similaires animent les brises de vallées et les brises de montagne. Les brises urbaines ont la même origine : elles naissent des contrastes thermiques qui se manifestent entre les grandes agglomérations accumulant la chaleur et leur périphérie qui reste plus fraîche.

II - 3 - La circulation générale en altitude

Elle est également tributaire du champ de pression dont la configuration est plus simple qu'au sol puisque l'influence du substratum disparaît progressivement quand on s'élève.
La décroissance de la pression avec l'altitude ne suit pas un taux identique en tout point du globe. Elle est rapide dans l'air froid, plus lente dans l'air chaud. Ainsi, l'altitude d'un niveau de pression peut-elle s'écarter notablement de celle de l'atmosphère standard. Si elle lui est nettement inférieure, elle signale une dépression ; dans le cas inverse, un anticyclone. On en déduit aisément la relation suivante : en altitude, l'air froid engendre une dépression et l'air chaud, un anticyclone. On ne s'étonnera donc pas qu'aux latitudes moyennes et hautes une surface isobares subisse des variations saisonnières importantes. Celle-ci est plus élevée l'été dans l'air chaud que l'hiver où la troposphère s'est refroidie.
La topographie moyenne à 500 hPa pour l'hémisphère nord montre l'abaissement sensible de la surface aux hautes latitudes (air froid) et son relèvement vers le tropique (air chaud). Le tracé des isohypses indique un flux d'ouest dominant sur toute la calotte située au nord du 20ème parallèle en janvier, du 40ème en juillet. Ce vastes courant circumpolaire est très rapide en hiver (isohypses resserrées) sur certains fuseaux (ouest et centre de l'Atlantique et du Pacifique). Au niveau de la tropopause, la vitesse est alors maximale (il s'agit d'un courant-jet, souvent matérialisé par de longues traînées nuageuses sur les images acquises par satellites). L'identification de ce phénomène est importante car c'est sur l'axe des jets que les perturbations parviennent à se développer. Le ralentissement de la circulation, bien marqué en été, s'exprime par un relèvement général de la surface, une diminution de la pente isobarique et le renforcement des cellules anticycloniques subtropicales.
Le courant circumpolaire austral est généralement très rapide en altitude en raison de l'abaissement des surfaces isobares au-dessus de l'Antarctique fortement refroidi, comme au niveau de la mer d'ailleurs (il suffit d'évoquer les "quarantièmes rugissants") !
Enfin, ce schéma moyen incorpore certaines situations de circulation très lente dont il ne rend pas compte car des ondulations d'amplitude variable se développent temporairement dans la troposphère. L'alternance des "vallées" et de "crêtes" détermine respectivement des aires d'instabilité (ascendance) et de stabilité (subsidence) qui juxtaposent des types de temps totalement opposés.

II - 4 - Relations entre les grands ensembles de la circulation atmosphérique

L'analyse séparée des centres d'action et de la circulation, au sol et en altitude, ne doit pas faire oublier que les différents niveaux de la troposphère sont étroitement solidaires. L'atmosphère est une entité indissociable et sa dynamique, dans son ensemble, n'est que le réajustement imposé par la permanence de déséquilibres.
- Les mouvements verticaux, ascendants et subsidents, sont toujours couplés, de l'échelle du cumulo-nimbus à celle d'une circulation de type Hadley.
- Les mouvements horizontaux répondent également à des systèmes bouclés (le contre-alizé est la réplique de l'alizé).
- Dans un anticyclone, l'air est subsident (il s'affaisse) et s'étale au niveau du sol (où il ne peut plus suivre le modèle géostrophique) en libérant des vents divergents. En altitude, l'écoulement de l'air vers le bas créé un appel d'air compensateur et les flux sont alors convergents ou tendent à l'être.
Cette synchronisation de déplacements horizontaux et de mouvements verticaux suggère l'image d'une courroie qui entraîne une suite de mécanismes : la subsidence s'accompagnant d'une divergence au sol et d'une convergence en altitude. Il est évident que si le rééquilibrage ne se réalise pas correctement, l'anticyclone se renforce en surface tandis qu'une dépression se creuse en altitude.
Convergence et divergence se manifestent aussi sur un plan horizontal et construisent respectivement des aires d'ascendance et des aires de subsidence.
- Les interrelations entre hautes et basses latitudes se réalisent de proche en proche par un ensemble de transmissions qui suggère un mécanisme d'engrenage. Le schéma tricellulaire proposé par Palmen semble le plus satisfaisant actuellement pour représenter une réalité très complexe. Chaque hémisphère renferme trois cellules (Hadley, Ferrel et polaire), séparées par deux types de centre d'action (anticyclones subtropicaux et dépressions subpolaires). Ces anticyclones alimentent le courant d'alizé de la cellule de Hadley et les secteurs chauds des perturbations de la cellule de Ferrel. En retour, ils se nourrissent des décharges polaires expulsées par ces perturbations et du contre-alizé.
- Les dépressions subpolaires activent le flux d'ouest des latitudes moyennes qui véhicule des perturbations. Les perturbations de ces latitudes naissent dans l'axe du jet polaire quand les conditions requises sont réalisées.
- Les jets d'ouest (polaire et subtropical) apparaissent en altitude au niveau des décrochements de la tropopause. Le jet tropical d'est est un cas particulier puisqu'il s'écoule en sens inverse de la rotation terrestre. C'est en fait un courant d'ouest "retardé" (la vitesse de rotation terrestre est supérieure à la sienne). Il ne se manifeste qu'entre le Tibet et le littoral sénégalais où il s'épanouit en une sorte de delta pour s'évanouir totalement ensuite.
- Des interconnexions apparaissent entre des longitudes différentes sur une bande équatoriale relativement étroite. Ces échanges d'énergie se réalisent par l'intermédiaire de cellules juxtaposées, dites de Walker. La branche ascendante (convective) correspond aux continents et la branche subsidente, à la partie orientale des océans tropicaux.

CHAPITRE 3 : LES PERTURBATIONS ATMOSPHÉRIQUES

La circulation générale telle qu'elle vient d'être schématisée rend compte des mouvements de l'air à grande échelle mais doit incorporer également des phénomènes météorologiques, d'extension variable, liés à la présence de dépressions et générateurs de précipitations : ce sont les perturbations, appelées ainsi en raison des troubles qu'elles entraînent. On ne peut analyser leur mécanisme sans étudier les masses d'air auxquelles elles sont intimement associées.

I - Les masses d'air

La notion de masse d'air a été envisagée par V.Bjerknes, un des fondateurs de la théorie norvégienne au début du 20ème siècle. Une masse d'air peut être considérée comme un immense volume d'air englobant plusieurs millions de km² et quelques propriétés physiques (température et hygrométrie principalement) restent approximativement semblables sur un plan horizontal. La source d'une masse d'air est une région où l'air stagne suffisamment longtemps pour que toutes ses particules puissent acquérir des caractéristiques identiques. On mesure ici l'importance que prend le substrat dans ce concept assez formel et qui comporte une certaine part d'arbitraire. Mais à notre échelle d'analyse, cela permet de dégager les grands traits d'une classification fondée sur des critères thermiques (air chaud ou air froid) et hygrométriques (air sec ou air humide). Lorsqu'une masse d'air quitte ses quartiers d'origine, elle se dénature progressivement au contact du substratum où elle transite. Elle devient alors une masse d'air dérivée ou secondaire. La typologie des masses d'air repose donc sur deux critères : la latitude qui permet d'opérer un clivage thermique (caractère principal signalé par une initiale majuscule) et la nature du substrat, maritime ou continentale (caractère complémentaire se rapportant à l'hygrométrie, traduit par une initiale minuscule). L'intérêt doit se porter également sur l'évolution thermodynamique de la masse d'air au cours des péripéties de sa trajectoire.

I - 1 - Identification des principales masses d'air

A/ L'air arctique s'élabore sur le bassin arctique et ses marges immédiates :
- L'air arctique maritime (Am) prend naissance sur un océan plus ou moins envahi par les glaces ; il est donc très froid et, par suite, relativement sec, mais lorsqu'il s'écoule vers le sud en s'échappant plus volontiers par les échancrures qui ébrèchent la bordure du bassin (seuil nord-Atlantique, détroits de Davis et de Behring), il se réchauffe par la base et s'humidifie au contact d'un océan de moins en moins froid. Il devient alors très instable : des cumulo-nimbus provoquant de violentes averses de grésil ou de neige se détachent sur un fond de ciel d'un bleu vif. Ce type de temps froid et perturbé frappe la façade occidentale de l'Europe au cours du printemps, au moins pendant quelques jours. Il se caractérise encore par une tropopause très basse (7 à 8 km).
- L'air arctique continental (Ac) se forme sur la banquise et les îles de l'océan Glacial recouvert de glaces. Il est donc très froid et sec dans les basses couches où une inversion thermique se manifeste. Il envahit l'Europe continentale par le nord de la Russie ou la Finlande en y donnant quelques chutes de neige fine (nuages plats de type strato-cumulus).

B/ L'air polaire, baptisé ainsi par les météorologistes norvégiens au début de ce siècle, est dérivé de l'air arctique qui a subi une lente évolution au cours de ses errances vers les 60°-70° parallèles. Il revêt deux aspects très différents :
- L'air polaire maritime (Pm) a voyagé plus ou moins longtemps sur l'Atlantique ou le Pacifique où il s'est humidifié avant d'atteindre le milieu continental. Cette masse d'air baigne l'Europe occidentale en toutes saisons. Il paraît donc doux en hiver et il se stabilise sur le continent plus froid que lui. La situation s'inverse en été où l'instabilité se traduit par des averses, éventuellement des orages.
- L'air polaire continental (Pc) provient de masses d'air Pm ou Am qui se sont aventurées sur le continent où elles stagnent dans un champ de hautes pressions. Froid et sec en hiver, il est, au contraire, chaud mais toujours très sec en été (l'instabilité qu'il engendre est alors contrariée en altitude par la subsidence de l'air qui limite le développement des cumulus.

C/ L'air tropical s'est élaboré dans le calme des anticyclones subtropicaux, vers 30° de latitude, ce qui explique des températures élevées.
- L'air tropical maritime (Tm) provient des cellules de hautes pressions océaniques (Açores, Sainte-Hélène...). Fatalement humide, il manifeste néanmoins une grande stabilité (tant qu'il ne s'incorpore pas à un système cyclonique) et la conserve en migrant vers des latitudes plus élevées puisqu'il transite sur des surfaces de plus en plus fraîches. Sa tropopause élevée (14 à 15 km) permet de l'identifier facilement.
- L'air tropical continental (Tc) provient essentiellement de deux sources, Sahara-Arabie et Australie centrale. Très sec et stable à l'origine, il se gorge d'humidité en traversant les mers. On le constate aisément avec l'air saharien qui, après avoir franchi la Méditerranée, déverse d'énormes quantités d'eau sur les reliefs qu'il rencontre (Cévennes, Pyrénées orientales...).

D/ L'air équatorial (E) prend naissance dans une zone étroite, océanique ou continentale, ce qui importe peu d'ailleurs car la forêt ombrophile l'humidifie tout autant que la mer. Chaud et saturé, il est forcément très instable.

II - Les surfaces frontales

II - 1 - La notion de front

Après avoir identifié les masses d'air fondamentales qui se partagent le globe, on peut se demander si elles ne finissent pas par perdre leur individualité en s'éloignant de leur source au point de se confondre avec les masses d'air adjacentes. Cette éventualité survient parfois mais, dans le cas général, on constate des démarcations plus ou moins accusées entre ces masses d'origine diverse à cause de leur différence de densité (induite par une température et une hygrométrie dissemblables), de leur dynamique propre et de la rotation de la Terre qui font obstacle à leur mélange. Ces frontières aérologiques ne sont plus considérées aujourd'hui comme des lieux d'affrontement, des "fronts" (selon l'appellation norvégienne) capables, par leur seule présence, de susciter des cyclogenèses. Ce ne sont pas évidemment des "surfaces" au sens mathématique du terme, mais plutôt des volumes de transition (où un mélange se réalise néanmoins). Le repérage de leur localisation conserve cependant un intérêt car les perturbations naissent t se développent à l'intérieur de ces zones floues quand les conditions favorables sont réunies.

II - 2 - Les océans des latitudes extratropicales

Ils présentent plusieurs de ces zones ressemblant davantage à des bandes diagonales orientées sud-ouest/nord-est dans l'hémisphère boréal, inclinées du nord-ouest au sud-est dans l'autre, qui séparent les masses d'air Pm et Tm.
La frontologie traditionnelle a fixé également le front arctique (ou antarctique), limite entre l'air polaire et l'air arctique (ou antarctique). Le balancement saisonnier des centres d'action explique les oscillations méridiennes de ces limites et l'apparition plus ou moins éphémères de nouvelles discontinuités comme le front méditerranéen marquant, au cours de certaines séquences hivernales, la séparation entre l'air Pc européen et l'air méditerranéen doux et humide. Cette masse d'air peut encore s'opposer à l'air atlantique frais (front atlantico-méditerranéen). Une analyse détaillée révélerait ainsi de multiples variantes régionales aux types principaux qui viennent d'être identifiés.

II - 3 - La zone intertropicale

Elle présente des masses d'air relativement homogènes en milieu océanique. La notion même de discontinuité aérologique perd donc son sens mais d'autres mécanismes interviennent. La rencontre des alizés des deux hémisphères provoque une ascendance d'autant plus dynamique que les anticyclones subtropicaux, pulseurs des flux, sont étendus et puissants : c'est le domaine de la Convergence Intertropicale (CIT). Celle-ci est étroite et très active quand les alizés se heurtent avec vigueur (une ligne de cumulo-nimbus la matérialise, nettement visible sur les images obtenues à partir des satellites géostationnaires). Elle devient une zone élargie et inerte (les doldrums des auteurs anglais) quand les alizés y parviennent affaiblis, ce qui n'exclut pas des formations nuageuses d'instabilité.
La confrontation d'un alizé océanique et d'un alizé continental offre un cas de figure différent, assez bien schématisé en Afrique occidentale et qui illustre le phénomène de la "mousson". Les contrastes hygrothermiques entre les deux masses d'air rappellent certaines structures qui nous sont familières aux latitudes moyennes. Il s'agit alors du Front Intertropical (FIT), limite de l'air tropical saharien très sec et de l'air océanique humide qui envahit le continent par le sud à partir du golfe de Guinée. L'alternance de régime entre l'alizé sec et l'alizé humide rythme le climat de mousson qui s'étend sur une partie du domaine intertropical.

III - Les types de perturbations atmosphériques

III - 1 - Les perturbations des latitudes moyennes

Elle furent décrites par les norvégiens dans les années 20 mais l'explication de leur genèse a été totalement révisée récemment. Elles se traduisent par de vastes ondulations affectant les bandes de contact entre l'air polaire et l'air tropical qui entraînent des migration méridiennes importantes de ces deux masses d'air. Depuis longtemps, les météorologistes fixent leurs tracés ondulants sur les cartes représentant la situation au sol ("cartes norvégiennes"). On les retrouve sur les images satellites sous la forme de grands rubans nuageux qui serpentent sur des milliers de kilomètres à travers l'Atlantique Nord, des côtes américaines jusqu'à l'Europe centrale et au-delà. Des formations nuageuses analogues ondulent sur le Pacifique Nord. Dans l'hémisphère austral, la ligne auréole océanique qui entoure l'Antarctique jusqu'aux environs de 35° Sud, à peine interrompue par l'extrémité du continent américain, est ornée d'une guirlande quasi continue de ces vagues qui se succèdent dans le courant des westerlies. Chacune d'elles constitue un "cyclone norvégien", perturbation classique des moyennes latitudes.

III - 2 - Le cyclone norvégien et les types de temps associés

Un cyclone norvégien est une perturbation caractérisée par la présence d'une langue d'air chaud, le secteur chaud, entourée d'air froid et séparée de celui-ci par le front chaud (dans sa partie antérieure), par le front froid (dans sa partie postérieure). Le point de rencontre de ces deux fronts correspond au centre d'une dépression qui se creuse de plus en plus alors que le système frontal tend à s'enrouler autour d'elle. On distingue alors les trois parties de la perturbation : la tête (précédant le front chaud), le corps (rassemblant l'essentiel du système nuageux), la traîne (postérieure au front froid et constituée elle-même d'air froid). Sous l'effet de la poussée de l'air froid postérieur, le front froid avance plus rapidement que le front chaud et finit par étrangler le secteur chaud en créant une occlusion (rejet de l'air chaud en altitude).
A la représentation du champ de pression au sol, les cartes norvégiennes adjoignent le tracé des fronts. Le front occlus y figure de façon fictive puisqu'il représente la projection, au sol, du talweg de la vallée chaude d'altitude. En somme, le tourbillon cyclonique ainsi engendré puise son énergie dans le contraste thermique des masses d'air en présence, ce qui explique aussi sa dégénérescence et son extinction lorsque la totalité de l'air chaud est expulsée en altitude, l'air froid ayant reconquis entièrement les basses couches. Corrélativement, les structures frontales disparaissent (frontolyse). A travers les phénomènes météorologiques qui accompagnent le passage d'une perturbation, on reconnaît aisément les trois parties qui la constituent. Elles se traduisent concrètement par des modifications de l'état du ciel et de la direction du vent.

Note sur un exemple : schématisons un de ces phénomènes qui traverse la France d'ouest en est. Un observateur voit d'abord défiler quelques cirrus (Ci) assez clairsemés puis un voile de cirrostratus (CiSt) balisant le front chaud à une altitude élevée. Des altostratus (As) apparaissent ensuite et, enfin, sous cette toile de fond, se profilent des nimbo-stratus (NbSt) donnant les premières précipitations (pluie ou neige), fines mais continues. Une baisse de la pression atmosphérique accompagne de défilé nuageux, emporté par un vent de sud-ouest, ainsi qu'une hausse de la température qui marque généralement la fin des précipitations. Après le passage de la tête, les précipitations cessent ou deviennent insignifiantes en dépit d'un ciel chargé, caractérisant le corps (secteur chaud de la perturbation). Puis le ciel s'obscurcit. Une averse souvent violente, avec quelques coups de tonnerre à l'occasion et des rafales de vent, signalent le passage du front froid qui introduit la traîne. Le gros cumulo-nimbus s'éloigne, l'éclaircie arrive. La visibilité est excellente. La teinte du ciel vire au bleu vif. Le vent qui s'oriente au nord-ouest apporte des bouffées d'air frais, vivifiant. La pression remonte...jusqu'à l'apparition des premiers cirrus, précurseurs d'un nouveau cyclone car le phénomène qui vient d'être décrit s'incorpore presque toujours à une famille de perturbations. La séquence se termine généralement par une expulsion d'air frais vers l'anticyclone subtropical qu'elle recharge. La chaîne perturbée est provisoirement rompue. Une nouvelle se reformera au large des côtes américaines, un peu plus au nord que la précédente. L'originalité de ce type de temps réside dans le passage des fronts qui rythment les précipitations et dans l'alternance de l'air tiède et de l'air frais qui complètent ce effet de "douche écossaise".







III - 3 - Les perturbations de fronts froids

Pour fréquent qu'il soit, le cyclone norvégien n'a pas l'exclusivité des temps perturbés. Ceux-ci surviennent encore au passage de fronts froids isolés qui accompagnent souvent des invasions d'air arctique en fin de saison froide. L'instabilité est la règle avec averses de neige ou de grésil.
Les orages de saison chaude éclatent volontiers au passage d'un front froid d'un cyclone norvégien mais ils peuvent aussi prendre naissance au sein d'un marais barométrique où une masse d'air chaud et humide, potentiellement instable, trouve localement des facteurs favorables à son soulèvement (relief, thermoconvection, goutte froide d'altitude...).

III - 4 - Les perturbations en zone intertropicale

Très différentes de celles des autres latitudes par les mécanismes qui les animent, elles conduisent pourtant aux mêmes effets, c'est à dire à des précipitations mais dont l'importance et l'intensité sont beaucoup plus fortes ici que partout ailleurs.
La convergence intertropicale, quand elle est bien marquée, représente en soi une perturbation dont la mobilité méridienne reflète la puissance des alizés qui s'y affrontent. Elle est ponctuée par les cheminées des cumulo-nimbus et, vue des satellites, elle ressemble à une grande guirlande. Il s'agit donc d'une convection purement dynamique commandée par les réserves d'énergie cinétique que recèle l'hémisphère en hiver, et qui déportent la CIT dans l'hémisphère d'été.

III - 5 - Les lignes de grains

Ce sont des perturbations purement cinématiques qui se propagent d'est en ouest dans le domaine de l'alizé, emportées par les ondes d'est d'altitude décelables principalement aux alentours de 3000-3500 m. Ces ondulations de flux, matérialisées sur les cartes de la surface 700 hPa, présentent des bandes méridiennes où la convergence alterne avec la divergence. Si leur genèse demeure encore imparfaitement élucidée, leurs manifestations sont bien connues et le passage d'une aire de convergence n'est pas sans évoquer celui d'un front froid aux latitudes moyennes : forte instabilité avec pluies orageuses et bourrasques violentes puis, le calme revient après le retour à la subsidence de l'air, un air plus agréable puisque rafraîchi par l'évaporation. Sur la bordure externe de la zone de l'alizé, l'instabilité ne soulève plus que des tourbillons de poussière, seuls indices de l'existence d'une ligne de grains.

III - 6 - Le cyclone tropical

C'est le phénomène météorologique le plus spectaculaire en raison de l'énergie cinétique qu'il libère et des risques qui lui sont liés. C'est une gigantesque machine thermodynamique qui déverse des quantités d'eau impressionnantes sur son passage. Les cyclones tropicaux apparaissent toujours sur un océan où les eaux chaudes superficielles (26° à 27° au minimum) sont livrées à une évaporation intense. Un gros cumulo-nimbus constitue l'embryon du cyclone. La pression baisse graduellement vers son centre jusqu'à des valeurs souvent inférieures à 950 hPa. Comme le phénomène est très circonscrit (200 à 300 km de diamètre), le gradient de pression élevé anime un tourbillon d'une extrême violence (les vents dépassent fréquemment 200 km/h). C'est pour cette raison que les cyclones épargnent les très basses latitudes où la force de Coriolis est insignifiante. Leur zone de prédilection s'étend entre 7° et 20° de latitude dans chaque hémisphère et sur l'ouest des océans en particulier, Atlantique austral exclu.

APARTÉ SUR UN MÉCANISME AZONAL : LA CONVECTION LIBRE ET LES ORAGES

La convection libre ou naturelle est provoquée par les différences de masse volumique de l'air consécutives au réchauffement du substrat terrestre. En effet, en cas d'air chaud, humide et instable (sol plus chaud que l'air), le dégagement de chaleur latente propulse en altitude les particules d'air, plusieurs fois de suite, jusqu'à ce que celles-ci ne soient pas plus froides que leur environnement. Cette ascension peut s'effectuer à plusieurs mètres par seconde, dans les cellules les plus développées, et concerner plusieurs kilomètres de troposphère. Cette convection se manifeste par le développement de nuages cumuliformes peu étendus (de l'ordre de 10 km), mais à fort développement vertical, et de durée de vie éphémère (une demie-heure). Le nuage d'orage type, le cumulonimbus, apparaît souvent en fin d'après-midi dans une masse d'air homogène, en région intertropicale, ou aux mêmes heures en fin d'été, aux latitudes tempérées. Mais bon nombre de phénomènes convectifs sont dépendants de la structure et de la dynamique atmosphérique et sont associés aux structures frontales et aux perturbations tropicales.
Environ 1800 orages se produisent chaque jour à la surface du globe. Les météores associés sont les averses violentes de pluie ou de grêle, les éclairs dus à la décharge d'électricité statique du nuage vers le sol, et le tonnerre, onde sonore liée à l'onde de choc de l'étincelle dans l'air environnant.

En dehors des orages, l'analyse zonale des perturbations de permet pas de conclure trop hâtivement que les mécanismes intertropicaux et extratropicaux ne s'interpénètrent jamais.
Les exemples de circulation cyclonique tropicale reprise dans la circulation d'Ouest ne sont pas rares. Ainsi, le cyclone Chloé, né en Septembre 1967 au large du Cap-Vert, a traversé l'Atlantique d'Est en Ouest jusqu'aux Bermudes, puis sa trajectoire s'est infléchie vers le Nord-Est. Le cyclone a alors été repris par les westerlies qui l'ont propulsé jusqu'en Europe occidentale, où il a déversé des pluies abondantes. Ce n'est qu'au bout de quelques jours qu'une structure frontale fut décelable, indiquant que le cyclone tropical Chloé avait définitivement disparu.
De la même manière, on observe de nombreux cas de structures frontales "descendues" dans la zone intertropicale. Certaines sont restées célèbres à cause de la vague de froid qu'elles ont occasionnée. Ainsi, en Juillet 1975, une perturbation née au large de l'Antarctique, à l'Ouest de la mer de Weddell s'est dirigée vers le Nord-Est à travers l'ensemble du continent sud-américain. Le front froid a été identifié jusque dans le Nord-Est brésilien et la masse d'air glacial a gelé tous les plans de café en 56 heures.

En bordure du monde intertropical, les fronts obliques des alizés, dont les ondulations sont sans doute condamnées par des décharges d'air polaire, possèdent aussi leurs perturbations. Ce pendant, d'une manière générale, dans la zone intertropicale, les perturbations n'ont pas un caractère frontal stricto sensu, mais sont liées à des discontinuités d'origine essentiellement dynamique.

1/ Les ondes d'Est

Souvent ce ne sont que de simples chevauchements ou lignes de cisaillement secondaires au sein des alizés, sans grandes variations de pression, mais qui peuvent développer des foyers pluvio-orageux disposés en lignes mobiles. La convergence de l'air et son mouvement ascendant sont concrétisés dans ce cas par de puissants cumulonimbus ou cumulus bourgeonnants dont le développement vertical suppose une nette remontée de l'inversion des alizés en altitude. Les vents sont forts et les averses violentes le long de ces perturbations appelées en Afrique "lignes de grain". Mais la pluie ne dure guère. Parfois les phénomènes prennent plus d'ampleur et affectent des régions plus vastes.
Dans le flux général d'Est des alizés, naissent et se développent des ondulations génératrices de grandes lignes de convergence à caractère de front froid : des ondes d'Est. On les décèle mal sur les cartes barométriques de surface ou de très haute altitude, car elles se localisent de préférence dans la moyenne troposphère entre 2000 et 5000 m. En revanche, elles apparaissent très bien sur les cartes de flux au niveau 700 hPa, sous forme d'un long talweg orienté NNE-SSW dans l'hémisphère Nord. Le changement du temps au passage de ces vagues est assez graduel. A quelques centaines de kilomètres en avant de l'axe du talweg règne un très beau temps avec ciel d'alizé et quelques cumulus. La couche humide de la troposphère ne dépasse guère 1500-2000 m. Puis, à l'approche brutale et rapide de l'aire de convergence qui correspond à une grande épaisseur de la couche humide (plus de 6000 m) et à une disparition de l'inversion, le ciel se couvre avec des cumulus bourgeonnants de plus en plus denses, générateurs d'averses. L'activité maximale se place un peu après le passage du talweg et se traduit par des pluies à caractère orageux distribuées par de gros cumulonimbus. Une fois le corps du grain passé, le tonnerre cesse et le ciel s'éclaircit. Mais dans l'atmosphère fraîche qui fait suite à la perturbation, prennent place des pluies fines qui peuvent durer quelques heures.



2/ Les cyclones

Les journaux télévisés et la presse en général ont familiarisé le monde entier avec les cyclones tropicaux et leur cortège de désastres dus aux vents et aux déluges de pluie. Qu'ils s'appellent hurricanes dans les Caraïbes, typhons en Extrême-Orient, willy willies en Australie, baguio aux Philippines...les cyclones sont parmi les perturbations les mieux connues car ils ont nécessité des prévisions précises compte tenu des risques.
Le terme de cyclone (qui au sens premier s'oppose à anti-cyclone) est presque exclusivement réservé à ces dépressions de la zone intertropicale. Toutefois, les météorologistes utilisent un vocabulaire différent selon l'intensité du vent au passage de la perturbation : dépression si la vitesse du vent est inférieure à 63 km/h, tempête de 63 à 119 km/h et cyclone au-delà.
L'existence des cyclones est directement associée aux interactions océans-atmosphère. Un cyclone fonctionne comme une gigantesque machine à vapeur, recyclant la chaleur latente du cycle évaporation-condensation. Ils ne se développent donc que sur les océans dont l'eau de surface est suffisamment chaude. Le seuil thermique minimal de 26,5° au moment de la formation a été retenu par Palmen. L'existence du cyclone modifie ensuite les caractéristiques de l'eau de surface, la nébulosité fonctionnant comme un masque à radiation et l'aspiration provoquant un upwelling.
Ces perturbations se forment donc sur les océans côté polaire de l'équateur météorologique (dans l'hémisphère en été), principalement de juillet à septembre dans l'hémisphère nord et de janvier à mars dans l'hémisphère sud. Une perturbation initiale et un environnement favorable (force de Coriolis suffisante) limitent encore les conditions propices au développement d'un cyclone. Une extrême variabilité spatiale et temporelle affecte donc ces perturbations. Certaines années connaissent jusqu'à 100 cyclones à la surface du globe.
Un cyclone classique a environ 400-500 km de diamètre, sa taille est donc beaucoup plus réduite que celle des perturbations des moyennes latitudes. Il se présente comme un enroulement de nuages en spirale autour d'un centre clair de 20 km de diamètre : l’œil du cyclone.
Dans cette circulation fermée à caractère dépressionnaire, la pression chute sous les 900 hpa bien souvent (le minimum enregistré est de 870 hPa dans l'île de Guam). L'ascendance tourbillonnaire est compensée par une subsidence centrale. Les mouvements verticaux et horizontaux sont parmi les plus violents que l'on puisse observer.
Les vents ont une vitesse difficile à préciser, la plupart des anémomètres tombant en panne bien avant les rafales les plus violentes. Des vitesses supérieures à 200 km/h ne sont pas exceptionnelles : des antennes de radio prévues pour résister à des rafales de 300 km/h ont été abattues lors du passage de Hugo sur la Guadeloupe en septembre 1989. Les vitesses les plus fréquentes, de 120 à 150 km/h, peuvent s'observer pendant plusieurs heures.
La marche du cyclone est caractéristique. Le météore se déplace, le plus souvent d'Est en Ouest, sur le face équatoriale des hautes pressions subtropicales, suivant une trajectoire quasi rectiligne, d'autant plus aisée à prévoir que la vitesse de propagation est lente : les premiers jours, 20 km/h constituent presque un maximum (ce qui explique qu'un avion, ou même un navire, peuvent aisément modifier leur route et passer au large du cyclone).
Il arrive un moment où la trajectoire s'incurve brusquement vers le Nord dans l'hémisphère nord, vers le Sud dans l'hémisphère austral ; à partir de ce changement de direction, sa marche s'accélère (50 à 60 km/h) et le cyclone tend à gagner des latitudes tempérées, en passant sur la face polaire des hautes pressions subtropicales.
La manière de l'ascendance cyclonique suppose une réalimentation en eau permanente et des forces de frottement minimales. Lorsque ces conditions ne sont plus réunies, comme sur les continents, le cyclone dégénère.
Les cyclones évoquent toujours des pointes de vent catastrophiques accompagnées de surcotes et de tsunamis ; certains cyclones sont plutôt secs (tel fut le cas de Hugo) alors que bon nombre déversent des précipitations copieuses allant jusqu'à 750 mm, comme ce fut le cas dans le Queensland australien. Mais en raison de la violence des vents, l'erreur d’appréciation du total pluviométrique est élevée. L'intensité des précipitations, en un ou deux averses principales de part et d'autre du passage de l’œil (sur 2 jours au maximum), rend cette ressource hydrique difficilement utilisable.

RAPPEL DE QUELQUES NOTIONS DE MÉCANIQUE APPLIQUÉE AUX FLUX ATMOSPHÉRIQUES

A/ La force de Coriolis et le vent géostrophique

Soit un champ de pression au sol, qu'on supposera réalisé à la surface de la mer. Il est caractérisé par un anticyclone A, une dépression D et un gradient de pression tel que la force du gradient fG déclenche un flux de A vers D selon la pente des isobares. La vitesse de cet écoulement est proportionnelle à la vigueur de cette pente qui matérialise le gradient (penser à l'eau qui ruisselle selon la ligne de plus grande pente). Mais la rotation de la Terre va dévier ce mouvement. En effet, elle déplace le champ de pression en bloc (puisque les pressions s'appliquent à sa surface) alors que le flux s'en affranchit (il est libre au-dessus de cette surface). L'air s'écoule donc, fidèle à sa direction primitive dans l'espace absolu (celle-ci étant définie par un repère stellaire E), en vertu du principe d'inertie. Ce principe, fondamental en mécanique, implique que tout mobile lancé sur une trajectoire donnée la conserve aussi longtemps qu'une force ne viendra pas l'en détourner. Le flux qui, primitivement, s'écoulait perpendiculairement aux isobares (A, D, E étaient alignés) s'incurve progressivement dans leur direction (AD et AE forment désormais un angle qui s'ouvre de plus en plus) ; autrement dit, en considérant des repères terrestres, le flux semble rabattu vers la droite par une force "déviante", appelée force de Coriolis (fC) et dont la cause est la rotation terrestre qui emporte le champ de pression sans entraîner l'air qui le domine.
Cette situation est "bloquée" lorsque le flux s'écoule parallèlement aux isobares. Désormais, il ne s'écarte plus de cette direction et s'éloigne alors de l'axe AE, alors même que le champ de pression continue à être entraîné par la rotation de la Terre. On conçoit aisément que s'il n'en était pas ainsi, le vent remonterait la pente des isobares, ce qui est mécaniquement impossible. En effet, la force du gradient intervient à nouveau et le vent résultant (qui s'écoule à vitesse constante) traduit l'équilibre réalisé entre deux forces, de sens contraire : fG, force réelle dirigées vers D, et fC, force virtuelle dirigée vers A. En somme, le vent souffle en laissant les hautes pressions à sa droite, les basses pressions à sa gauche. Cette règle, familière aux navigateurs et formulée par Buys-Ballot, s'applique exclusivement à l'hémisphère Nord ; elle s'inverse pour l'hémisphère Sud. Le vent qui s'écoule parallèlement aux isobares (ou aux isohypses, en altitude) est qualifié de "géostrophique" (des racines grecques : gê ; et strophein, tourner).
Lorsque l'air qui s'écoule subit un effet de frottement - c'est le cas dans les basses couches de l'atmosphère où la rugosité du sol se manifeste, et en altitude dans les régions montagneuses - le vent ne suit plus la règle géostrophique. Il est d'autant plus entraîné vers la gauche dans l'hémisphère Nord, vers la droite dans l'hémisphère Sud, que la rugosité est forte (cas des brises qui s'écoule perpendiculairement aux isobares). Cet effet est important parce qu'il contribue à égaliser le champ de pression, en comblant les dépressions aux dépens des anticyclones. On comprend alors qu'anticyclones et dépressions se maintiennent beaucoup mieux sur les océans qu'en milieu continental.

B/ Le problème des déviations des flux méridiens

Les "coulées" polaires qui descendent vers les latitudes moyennes et les transgressions tropicales qui y remontent subissent des déviations de trajectoires qui trouvent leur justification dans les effets mécaniques de la rotation terrestre. L'explication des processus nécessite de faire appel à la notion de "tourbillon". On appelle "tourbillon" la rotation d'un corps (dans le cas présent, une colonne atmosphérique) autour d'un axe vertical. En raison de son mouvement de rotation, la Terre créé en chaque point du globe un tourbillon qui lui est propre.
Afin de concrétiser ce mécanisme, prenons deux points de l'hémisphère Nord situés sur un même méridien, par exemple Lille et Perpignan. Quand la Terre a tourné d'un certain angle î, L1 et P1 sont venus respectivement en L2 et P2, ce qui ne change rien par rapport aux coordonnées terrestres (pour un Lillois, Perpignan sera toujours situé au sud !). Mais en dehors de l'espace terrestre, un observateur affranchi totalement du mouvement de rotation verrait L se déplacer vers l'est plus lentement que P, autrement dit, il constaterait que L et P pivotent sur un cercle de diamètre LP dans le sens inverse des aiguilles d'une montre. Ceci matérialise le tourbillon propre de la Terre. Ce tourbillon s'effectue à des vitesses variables en fonction de la latitude. On saisit aisément qu'une colonne d'air immobile et centrée sur le pôle fasse, comme la Terre qui l'emporte, un tour complet (360°) en 24h. En revanche, une colonne d'air située à l'équateur, dans un plan perpendiculaire à celui-ci et par suite parallèle à l'axe polaire, ne sera animé d'aucun mouvement de rotation. Dans ce plan, le tourbillon est nul (0° en 24 heures). Entre le pôle et l'équateur, la vitesse du tourbillon prend des valeurs intermédiaires. A Paris (49° de latitude N), l'expérience du pendule réalisée par Foucault au Panthéon, en 1851, a montré que le tourbillon local s'effectue en 32 heures. On démontre en mécanique que la vitesse du tourbillon est proportionnelle au sinus de la latitude. Maximale aux pôles (sin 90°=1), elle diminue jusqu'à l'équateur (sin 0°=0), et la rotation change de sens d'un hémisphère à l'autre.
En conséquence, supposons qu'une colonne d'air située sur le pôle Nord et immobile par rapport à la Terre s'écoule vers le sud telle une "coulée" polaire et qu'elle ne modifie pas ses caractéristiques géométriques (rayon et hauteur). Elle conserve par inertie le tourbillon absolu du pôle qui est plus rapide que le tourbillon local des régions qu'il traverse. Cette colonne d'air garde donc une rotation cyclonique dont la vitesse relative est la différence entre celle qu'il a acquise au pôle et celle du tourbillon local du lieu où il est parvenu. A l'inverse, une colonne d'air quittant l'équateur (ici le tourbillon est nul) trouve, en remontant vers le nord, des régions où le tourbillon local, cyclonique, n'est plus nul. Pour un observateur terrestre (qui ne ressent pas le tourbillon local), cette colonne d'air lui semble tourner dans le sens des aiguilles d'une montre, c'est à dire le sens anticyclonique.
Les exemples choisis représentent des points de départ extrêmes mais l'observation satellitaire saisit fréquemment des amorces de coulées froides dès le 75° parallèle et des embryons de remontées chaudes vers le 25° ou 30° parallèle. Le mécanisme décrit plus haut n'en demeure pas moins valable ici.
Concrètement, la conservation du tourbillon entraîne les conséquences suivantes : toute masses d'air s'écoulant vers des latitudes plus basses emporte avec elle un tourbillon cyclonique générateur d'instabilité et toute masse d'air gagnant des latitudes plus élevées génère une rotation anticyclonique entraînant sa stabilité. En somme, tous les courants méridiens semblent condamnés à adopter une courbure qui les dévie vers l'est. Cette règle admet pourtant des exceptions. Nous avons supposé dans le raisonnement précédent que les colonnes d'air ne modifiaient ni leur rayon ni leur épaisseur tout au long de leur déplacement. La réalité s'écarte souvent de ce point de vue théorique. Ainsi, une coulée polaire qui s'étale au cours de sa progression diminue son épaisseur, s'affaisse (phénomène de divergence) et son rayon (r) augmente, ce qui implique une diminution de sa vitesse de rotation (v). En effet, le produit (v.r), appelé "moment de rotation", reste constant si la colonne d'air tourne symétriquement par rapport à la verticale. Par suite, cette coulée polaire peut acquérir une vitesse de rotation plus faible que le tourbillon local et s'incliner alors vers l'ouest en adoptant une courbure anticyclonique. L'effet inverse apparaît dans une coulée polaire quand le tourbillon subit une contraction latérale (convergence) lors de sa canalisation dans un couloir orographique, par exemple. La diminution du rayon s'accompagne d'une augmentation de la vitesse de rotation et accentue la courbure cyclonique vers l'Est (cas du mistral débouchant en Méditerranée). Un flux d'air tropical soumis à un mécanisme identique de convergence conduit à des effets totalement opposés : sa vitesse de rotation peut être accrue au point de dépasser celle du tourbillon local de la planète, ce qui lui confère une rotation cyclonique relative qui le dévie vers l'ouest.

Les mécanismes décrits dans le cadre de l'hémisphère boréal s'appliquent point par point à l'hémisphère austral.
Au terme de cette incursion dans la mécanique, évitons de confondre les notions de tourbillon et de vitesse linéaire. La rotation terrestre engendre un tourbillon maximum aux pôles et nul à l'équateur alors que sa vitesse linéaire, nulle aux pôles, devient maximale à l'équateur (465 m/s contre 326 m/s à 45°, 233 m/s à 60° et évidemment 0 m/s aux pôles). Cette diminution, à partir de la référence équatoriale, est fonction du cosinus de la latitude. La vitesse angulaire de rotation est, bien entendu, la même pour toute la planète (360° en 24 heures, soit 15° par tranche horaire). On ne s'étonnera pas que la vitesse de translation terrestre sur son orbite de révolution, bien que beaucoup plus forte (32 km/s), n'entraîne aucune conséquence mécanique sur l'atmosphère puisque celle-ci reste solidaire du globe.

DE L'HISTOIRE...

A/ Un peu d'histoire...

1/ Les débuts de l'interprétation des phénomènes météorologiques

Pendant longtemps ce sont les mêmes savants qui observèrent le ciel proche (celui des météorologistes), et le ciel lointain (celui des astronomes déguisés en astrologues le plus souvent). Il n'est pas surprenant que, durant des millénaires, les phénomènes météorologiques aient été ressentis comme des manifestations de forces surnaturelles.
Grâce à certains esprits libérés du joug mystique, la recherche d'une explication scientifique a fini par triompher. C'est ainsi qu'Aristophane refuse d'attribuer à la puissance de Zeus le déclenchement de la pluie et de l'orage, provoqué par les nuées placées dans des conditions particulières. Quelques décennies plus tard, Aristote (IVè siècle avant notre ère) présente dans ses Météorologiques une interprétation cohérente de nombreux phénomènes physiques qui dépassent d'ailleurs largement le cadre de l'atmosphère. Même si les thèses avancées peuvent paraître naïves souvent, sa science fit autorité jusqu'à la fin du Moyen-Âge. La célèbre expérience de Pascal au Puy-de-Dôme (1647) marque un tournant scientifique important car elle représente la première exploration de l'atmosphère en altitude. C'est l'époque de la mise au point du thermomètre et du baromètre, instruments indispensables à la naissance d'une authentique mécanique des fluides et des théories concernant les mouvements de l'air.

2/ La circulation atmosphérique

En 1686, Halley conçoit le premier modèle de circulation générale. Il s'appuie sur des considérations essentiellement thermiques. Il estime que l'équateur détient le maximum de chaleur. En conséquence, il en fait le siège d'une convection thermique qui doit conduire en altitude l'air chaud vers les pôles, l'air froid de retour transitant vers l'équateur par les basses couches. Ce schéma est contredit par les faits. La permanence au sol, d'un flux méridien de secteur nord ne se remarque pas dans l'hémisphère boréal entre pôle et équateur.
En 1735, Hadley modifie le modèle de Halley en tenant compte des effets de la rotation terrestre sur les flux. Schéma encore peu réaliste pour les latitudes moyennes et élevées mais satisfaisant en revanche sur l'espace intertropical où la direction de l'alizé est conforme aux faits. Progrès notable de la théorie en une époque où les navigateurs utilisaient judicieusement les trade winds pour parcourir les mers. Mais la faiblesse majeure de ce modèle réside dans le fait que le flux des alizés de chaque hémisphère, à composante est, exerce sur le globe une force de frottement qui devrait ralentir progressivement sa vitesse de rotation car elle n'est pas compensée par un courant d'ouest.
Au XIXè siècle, Ferrel reste dans la ligne de ses devanciers, mais l'originalité revient à Dove, moins connu, qui élabore une schéma de la circulation générale en retenant pour le domaine intertropical une circulation bouclée méridienne (cellule de Hadley) et, pour les autres latitudes, une circulation d'un type totalement différent, dominée par la présence de tourbillons emportés par le courant d'ouest. En somme, il est le premier à mettre l'accent sur les perturbations des latitudes moyennes. Il faut attendre un siècle pour que Jeffreys, en 1933, en fasse des éléments essentiels de la circulation générale alors qu'auparavant on les réduisait à de simples anomalies atmosphériques générées par le flux d'ouest. Leur rôle dans les divers transferts (chaleur sensible et latente, énergie cinétique et énergie potentielle) a pu être précisé de façon quantitative après la Seconde Guerre mondiale lors de la réorganisation du réseau aérologique.

3/ Les conceptions contemporaines

C'est dans ce contexte scientifique que se situent les expériences de Roosby. L'atmosphère terrestre est simulée par un cylindre de faible profondeur, rempli d'eau, refroidi en son centre (représentant le pôle) et chauffé sur sa périphérie (figurant l'équateur). Dans une situation statique ou pour une rotation faible du cylindre, on voit se développer des mouvements convectifs. En accélérant la vitesse de rotation, des ondulations apparaissent ("ondes de Rossby"), semblables à celles que l'on détecte en altitude, aux latitudes moyennes. Ces méandres finissent par créer une alternance de cellules anticycloniques et dépressionnaires qui redistribuent l'énergie selon un mode qui n'avait pas encore été imaginé.
Le modèle global qui semble le plus satisfaisant à l'heure actuelle a été proposé par Palmen qui améliore le schéma tricellulaire de Rossby (cellules de Hadley, de Ferrel, polaire) en donnant plus de poids à la dynamique des "jets" d'altitude qui se situent à chaque décrochement de tropopause. Les jet-streams des auteurs anglo-saxons sont des courants aériens rapides mis en évidence par les radiosondages, au même titre que les ondulations du flux, sortes de brise-vitesse qui le ralentissent ou plutôt qui attestent de son ralentissement. Dès lors, on sait que ces phénomènes qui se réalisent entre 5000 et 12000 m environ ont des effets décisifs sur les situations météorologiques ressenties au sol. La cartographie du champ de vent à ces niveau élevés montre en outre que le flux s'écoule d'ouest en est sur toute la planète, sauf aux très basses latitudes et près des pôles. Comme l'on sait que la décroissance altitudinale de pression est plus faible dans l'air chaud (donc léger) des basses latitudes que dans l'air polaire froid et lourd, des conditions anticycloniques s'affirment sur un anneau équatorial au-dessus de 5000 m alors qu'une dépression coiffe les calottes polaires. En altitude, la circulation zonale généralisée répond donc bien au gradient de pression dirigé de l'équateur vers le pôle.

B/ Beaucoup d'histoires...

1/ A propos de la "cheminée équatoriale"...

L'ascendance de l'air dans l'environnement équatorial a souvent été interprétée comme le résultat d'une convection thermique qui conduit l'air chaud en altitude où, en se refroidissant, il se condense et se libère de son humidité (pluies équatoriales). Désormais sec et froid, il est devenu plus lourd mais ne peut retomber sur place puisque les poussées ascendantes se poursuivent. Cet air s'épanche donc de part et d'autre de l'équateur (contre-alizé) et retombe vers les tropiques, dans la zone de subsidence des anticyclones subtropicaux d'où partent les alizés qui rejoignent la dépression équatoriale. Le cellule de Hadley est donc bouclée.
L'image est séduisante. Elle a été colportée par tous les manuels scolaires. Malheureusement, la logique de ce schéma est fondée sur un postulat erroné. On admet en effet que l'équateur est plus chaud que son environnement tropical et qu'il représente un foyer qui va activer le tirage de la "cheminée". Ce mécanisme est contredit par les faits : la forte nébulosité des régions équatoriales les prive d'une part importante de l'énergie solaire incidente. Elles apparaissent donc comme une source fraîche alors que le ciel clair des tropiques y entretient des températures très élevées.
Le moteur de ce mouvement de convection est d'origine cinétique et doit être recherché dans l'affrontement dynamique des alizés dont l'exutoire ne peut être qu'un mouvement ascendant. La contribution thermique à ce mécanisme semble limitées à la libération de chaleur latente de condensation.

2/ A propos du front polaire...

Le front polaire est cette surface abstraite, démarcation plus ou moins ondulée et continue, séparant l'air polaire de l'air tropical, qui évolue dans chaque hémisphère entre 40° et 60° de latitude environ. Depuis Bjerknes et les théoriciens de l'école norvégienne, tous les météorologistes du monde entier l'ont tracé sur leurs cartes en lui donnant parfois l'allure d'un accent circonflexe pour figurer une des nombreuses perturbations qui l'affectent, provoquées par le contraste thermique entre l'air froid et l'air chaud en présence. En somme, cette limite aérologique est traditionnellement présentée comme une zone de conflit (un "front", au sens que lui donnent les militaires) où apparaissent - quand les conditions sont favorables - les ondulations frontales et les tourbillons cycloniques qui leur sont associés. Les climatologues ont emprunté aux spécialistes de l'atmosphère ce schéma classique et son interprétation, de sorte qu'aux côtés des ouvrages de météorologie, manuels scolaires et revues de vulgarisation les ont largement répandus.
Pourtant, depuis une trentaine d'années, les progrès de l'automatisation de la prévision météorologique ont amené les chercheurs à améliorer leurs modèles mathématiques, entendons par là à mieux simuler la vie de l'atmosphère et à reconsidérer le concept même du "front" qui était la clef de voûte de toutes les démarches ultérieures. On est parvenu à la conclusion que le front (polaire, en l'occurrence) ne correspond à aucune manifestation concrète, c'est à dire que le passage de l'air "polaire" à l'air "tropical" (en retenant la terminologie des Norvégiens) s'effectue par des transitions fines, à faible gradient thermique. Les météorologistes de la vieille école auraient-ils fondé leurs prévisions sur un leurre ? Beaucoup d'entre elles (à court terme alors) étaient pourtant satisfaisantes ! Il est vrai que cette époque où primait l'approche naturaliste comptait d'habiles synopticiens...

3/ A propos de la genèse des perturbations...

La "révolution" qui a amené le front polaire à l'échafaud de la météorologie conduit à rechercher sur des bases nouvelles les conditions dans lesquelles naissent les perturbations, ces cyclones d'ouest qui nous sont si familiers. La mise au point de A.Joly fait part des théories "actuelles" qui associent énergie thermique et énergie mécanique.
L'élément essentiel se situe dans le jet d'altitude qui isole, de part et d'autre de ses rives, l'air froid (côté pôle) et l'air chaud (côté tropical), mais là encore le gradient thermique est modeste. La rotation de la Terre empêche les masses d'air de se mélanger, contraste qui contribue à entretenir le jet. Cette configuration constitue un gigantesque réservoir d'énergie. Enfin, le jet, tel un torrent, emporte avec lui des tourbillons, reliques de vieilles dépressions qui survivent longtemps en altitude alors que la rugosité du sol les a anéanties dans les basses couches de l'atmosphère. Ces tourbillons vont jouer le rôle de déclencheur de cyclogenèses s'ils accouplent à des petites dépressions de la basse atmosphère. Les conditions optimales sont réalisées quand le tourbillon de surface se trouve en aval du tourbillon d'altitude. Ce décalage permet le transfert de l'énergie thermique en énergie cinétique avec d'autant plus d'efficacité que le jet est rapide. C'est alors que la convergence des vents rapprochent les isothermes qui font naître les fronts, auparavant inexistants.. Les fronts sont donc la conséquence de la dépression et non sa cause.
Le schéma du cyclone norvégien (association d'une dépression, d'un front chaud et d'un front froid) qui correspond en réalité au stade de maturité du phénomène n'en reste pas moins correct. C'est la logique de sa formation qui a subi une révision totale. On notera que l'ascendance de l'air chaud provoquée par la dépression entraîne sa condensation et une libération de chaleur latente, source supplémentaire d'énergie.
Cette conception "nouvelle" est réaliste, féconde, séduisante, même si des ajouts doivent encore lui être apportés. En germe depuis un bon nombre d'années, le projet de sa diffusion en France (fin des années 80) semble tardif. Craignait-on de choquer les esprits attachés aux thèses anciennes ? Cela n'a pas manqué. La parution récente (1995) de cette théorie dans une revue scientifique a soulevé une polémique assez vive chez les météorologistes eux-mêmes. La querelle des Anciens et des Modernes est toujours d'actualité...

2EME PARTIE : LA GÉOGRAPHIE DES CLIMATS

CHAPITRE 1 : PRINCIPES GÉNÉRAUX DE LA DESCRIPTION CLIMATIQUE

La recherche d'une méthode objective doit guider toute présentation de la répartition géographique des climats. Mais cette démarche repose elle-même sur un certain nombre de critères qui engagent une part inévitable de subjectivité. Il convient en effet de caractériser les climats pour pouvoir les classer par espèces et enfin de délimiter leur domaine d'influence. Ce triple objectif pose trois sortes de problèmes et les solutions retenues comportent forcément des faiblesses.

I - Caractériser le climat

Dans l'introduction de cet essai climatologique, il est apparu deux conceptions, très différentes, pour traduire le climat. L'une, analytique, s'appuie sur les valeurs moyennes des divers paramètres qui caractérisent l'atmosphère en un lieu donné. Cette méthode séparative garde une certaine faveur en raison de sa simplicité mais elle dissèque la réalité climatique pour privilégier chacun de ses éléments, étudiés isolement. Son caractère abstrait n'a pas échappé à ses détracteurs qui lui opposent une autre conception, synthétique cette fois puisque, rejetant l'artifice des moyennes, elle envisage la succession des types de temps et des masses d'air qui les accompagnent. L'examen des plus représentatifs d'entre eux, par leur fréquence, restitue les combinaisons vivantes du temps. C'est la méthode adoptée par la plupart des géographes, ralliés à la suite de P. Pédelaborde à l'école de la climatologie dynamique. Toutefois, ces deux approches ne s'excluent pas mais se complètent plutôt. Leur complémentarité nous permettra de les associer dans cette étude.

I - 1 - La représentation graphique du climat

A/ La sélection des paramètres représentatifs

Dans l'optique séparative, on ne retient généralement que les deux paramètres climatiques les plus importants : la température de l'air et la hauteur des précipitations. On y ajoute parfois le vent (direction et force) et plus rarement la durée d'ensoleillement, la nébulosité...Les valeurs mensuelles de ces paramètres sur l'année moyenne ("normale") constitue la base statistique de cette étude. Deux modes classiques d'expression graphique permettent d'illustrer l'évolution conjointe de la température et de la pluviométrie, mois par mois.

B/ Le climogramme

Il est constitué d'un système d'axes orthogonaux, l'un portant l'échelle thermique (T) et l'autre, l'échelle pluviométrique (P). Chaque couple mensuel (T,P) est ainsi figuré par un point. La réunion des douze points mensuels forme une courbe fermée dont la physionomie traduit le climat de la station.

C/ Le diagramme ombrothermique

Il utilise un système d'axes identiques, les mois étant portés en abscisses alors que T et P occupent les ordonnées. Cette représentation paraît plus lisible que la précédente, d'autant que, pour cette dernière, il est indispensable d'identifier chaque point par le mois qui lui correspond.

D/ Une essai d'expression quantitative du climat : les indices

La combinaison température/pluviométrie met indirectement en évidence un troisième facteur, l'évaporation, dont l'importance est capitale pour la connaissance du bilan de l'eau. D'où les nombreuses tentatives d'élaboration d'indices (de sécheresse, d'aridité, d'humidité...) qui témoignent de la diversité des intérêts scientifiques en cause (botanique, agronomie, hydrologie...).
Retenons le plus simple d'entre eux (mais qui n'est pas à l'abri de la critique !), l'indice xérothermique de Gaussen. Pour cet auteur, un mois est "sec" si : P<2T, où P présente la tranche pluviométrique en millimètres et T, la température moyenne en degrés Celsius. La linéarité de cette fonction ne paraissant pas traduire correctement la réalité, Gaussen a réaménagé sa formule en fixant des seuils pluviométrique pour un intervalle thermique donné : un mois devient sec dans les conditions suivantes : P<10 mm pour T<10° ; P<25 mm pour 10°30°. Cette relation subit elle-même une correction en fonction de la valeur de l'humidité relative moyenne des jours sans précipitations.
La notion d'évapotranspiration potentielle -ETp), définie par Tornthwaite, retient l'importance de la capacité évaporante de l'air, dépendante uniquement, selon lui, de sa température. ETp est l'évaporation maximum réalisable par le substrat (nappes d'eau, sols, plantes) dans l'hypothèse où le stock d'eau disponible est illimité. Elle ne doit pas être confondue avec l'évapotranspiration réelle (ETr), réalité difficilement mesurable d'ailleurs. L'ETp est donc totalement indépendante des précipitations. En revanche, la température, seul paramètre retenu par cet auteur, est censée intégrer tous les autres facteurs qui participent à l'ETp. En opérant une double comparaison, l'ETp à l'ETr, et les précipitations à l'ETr, il est possible de calculer, à l'échelle annuelle, les excédents ou les déficits en eau.

II - Classer les climats

La caractérisation du climat permet de regrouper dans un même ensemble tous les types présentant des similitudes. C'est le fondement de la classification climatique. L'aboutissement d'une analyse minutieuses des facteurs thermiques et pluviométriques a conduit certains climatologues à multiplier les catégories en les identifiant soit par des symboles (Köppen), soit en utilisant les noms des régions de référence où ils ont été primitivement définis (de Martonne, Viers). Cet effort conduit à une marqueterie climatique très détaillée qui ne peut être suivie ici, dans le cadre d'un manuel général de géographie physique. On refusera donc l'atomisation pour se limiter à treize types jugés essentiels.
Les facteurs astronomiques fournissent les axes majeurs du découpage climatique du globe sous forme de larges bandes latitudinales : ce sont les grandes zones thermiques de la Terre. Entre la zone froide et la zone chaude, un anneau intermédiaire s'interpose dans chaque hémisphère et se caractérise par une alternance plus ou moins accusée de saisons thermiques. A cette armature maîtresse, les facteurs géographiques - qui expriment la disposition relative des étendues océaniques et des masses continentales hérissées par endroit de reliefs vigoureux - tendent à opposer un découpage longitudinal par bandes diversement étirées. Ce clivage secondaire met en évidence des particularismes de régimes, aussi bien pluviométriques que thermiques. L'aboutissement de cette fragmentation conduit à un quadrillage dont les mailles irrégulières juxtaposent des individualités climatiques qui vont être passées en revue. Une telle structuration de l'espace terrestre suppose l'adhésion, au moins implicite, à la notion de frontière climatique.

III - Délimiter les climats

L'atmosphère, siège du climat, est à la fois un continuum de matière et une réalité mouvante. A priori, il semble arbitraire, sinon illogique, de la soumettre à un découpage rigide. Ce caractère changeant s'exprime à travers les migrations incessantes des masses d'air qui perdent elles-mêmes leur individualité au hasard de leur cheminement.

Note sur la recherche des seuils caractéristiques (les limites thermiques de Köppen par exemple) : elle doit s'appuyer sur les données fiables issues d'un réseau de mesures suffisamment dense pour ne pas faire de l'interpolation un facteur subjectif supplémentaire. Cette entreprise soulève déjà un problème de fond : dans quelle mesure les sites d'observations retenus, qui permettent d'aboutir à des valeurs statistiques, sont-ils représentatifs d'un espace plus ou moins vaste ? La question des échelles spatiales du climat est posée. Entre les grandes aires, les régions et les stations, on passe du général au particulier. Ce dernier intéresse le physicien mais séduit moins le géographe. Pourtant, dans ce qui suit, il sera fait abondamment usage de données stationnelles mais leur utilisation n'a d'autre but que de fournir des éléments quantitatifs dont on ne retiendra que l'ordre de grandeur. Ainsi, Perpignan, San Diego et Perth rentrent dans la même catégorie, quitte ensuite à faire ressortir les nuances régionales du type climatique méditerranéen auxquelles elles appartiennent.

CHAPITRE 2 : LA TRAME CLIMATIQUE DU GLOBE

I - Les climats polaires et subpolaires

Une tonalité générale : la tyrannie du froid.

La domination du froid et sa permanence admettent cependant des variantes imposées par la diversité des conditions géographiques : au bassin polaire arctique majoritairement océanique s'oppose la continentalité de l'Antarctique, véritable freezer de la planète.

I - 1 - Des limites climatiques assignées par les facteurs astronomiques

Les analyses des conditions d'interception du rayonnement solaire par la Terre fait ressortir l'importance du déséquilibre énergétique provoqué par l'absence d'un rythme diurne d'illumination solaire. Les variations journalières de la température ne peuvent lui être imputées. Ce déséquilibre s'amorce au cercle polaire et s'aggrave évidemment quand la latitude augmente au point d'être maximal au pôle. La cryosphère s'exprime donc pleinement ici.

I - 2 - L'opposition jour/nuit et les effets induits

Rappelons seulement que sur toute la période où le jour est ininterrompu, le soleil reste bas sur l'horizon et l'énergie de son rayonnement est épuisée par sa longue traversée atmosphérique et par son étalement à la surface du sol. L'albédo élevé de la neige et de la glace accentue encore ces conditions défavorables de sorte que les calottes polaires ne tirent qu'un maigre avantage de leur éclairement estival. Lorsque l'obscurité les envahit à nouveau, la banquise atteint progressivement son maximum d'extension et l'ensemble de la couverture glaciaire rayonne vers l'espace : les pertes radiatives restent seules en jeu puisque l'apport de l'énergie solaire a évidemment disparu. En somme, les régions polaires doivent à des conditions astronomiques particulières l'installation du froid que l'englacement contribue à entretenir et à accentuer.

I - 3 - Le climat polaire austral et ses divers aspects

Le domaine du climat polaire austral est facile à circonscrire, à première vue. Le continent antarctique est approximativement centré sur le pôle et l'océan le cerne de toutes parts. Mais des îles périphériques comme les Orcades, South Georgia, Bouvet, Macquarie et même les Kerguelen, par 50° Sud, rentrent dans l'orbite subpolaire australe en raison de leurs étés extrêmement frais. Une approche grossière amène à distinguer trois ensembles climatiques disposés en auréoles autour du pôle.

A/ Le climat polaire continental

Il sévit sur la majeure partie de cet énorme inlandsis de 14 millions de km² environ. C'est le domaine de l'éternel hiver. Entre 30 et 120° Est, le plateau central est soumis à un froid intense. Sur le site même du pôle (station Amundsen-Scott), la température moyenne annuelle est d'environ -51°C.
Elle est encore plus basse (-56°C) à Vostok, à 79° Sud, où des minima inférieurs à -90°C ont été notés à plusieurs reprises sur 35 années d'observation. Il est vrai que l'altitude (3500 m) s'ajoute à l'hypercontinentalité pour faire de cette station le pôle planétaire du froid (températures moyennes des mois extrêmes : -33°C et -68°C). L'extrême sécheresse de l'air explique l'insignifiance des précipitations (de 50 à 100 mm/an tout au plus).
Des perturbations pénètrent pourtant jusqu'au pôle, en coupant au plus court, suivant l'axe mer de Weddell-mer de Ross.

B/ Le climat du littoral

En bordure d'inlandsis, il reste très rigoureux mais les températures y sont moins excessives. A Halley Bay, sur la côte orientale de la mer de Weddell, la moyenne annuelle accuse -19°, la température moyenne des mois extrêmes, -5°C et -29°C. Il faut atteindre l'extrémité de la presqu'île antarctique, par 60° Sud, pour trouver des conditions moins sévères (les températures moyennes mensuelles s’échelonnent entre 1°C et -10°C). Mais ces moyennes reflètent difficilement une réalité complexe faite de contrastes brutaux de masses d'air. La variabilité thermique interdiurne, maximale en hiver, peut dépasser 25° au passage des perturbations les plus violentes. Aux brefs "redoux" qui signalent l'influence maritime s'opposent les irruptions continentales d'air glacé. La turbulence est à son comble : blizzards et vents catabatiques soufflent couramment à plus de 100 km/h. Les précipitations annuelles dépassent localement le mètre.

C/ Le climat subpolaire océanique

Un climat sans saisons d'une extrême monotonie. Il s'étend sur une vaste auréole entre 60 et 50° Sud, baignée par l'océan, d'où émergent quelques îles désolées. La passage quasi quotidien des perturbations entretient à longueur d'année des temps troublés et maussades. Si le gel hivernal devient moins sévère, l'été reste d'une extrême fraîcheur, voire froid. D'où une amplitude thermique très faible (à peine 4° aux Macquaries, pour des extrêmes moyens mensuels de 3°C et 6,7°C). Dans cette atmosphère perpétuellement agitée, les précipitations sont généralement abondantes (1300 mm à Grytviken, par 54° Sud).

I - 4 - Le climat polaire arctique et ses variantes

Les limites du climat polaire arctique paraissent plus floues que celles de son homologue austral. Sa configuration géographique est moins simple aussi : les bordures continentales de l'Amérique du Nord et de l'Eurasie s'effritent sur le bassin polaire en une multitude d'îles. L'une d'elles, le Groenland, est la plus vaste du monde. Elle s'étire de 60 à 83° de latitude Nord. C'est aussi, en raison de sa taille, le deuxième inlandsis du globe, qui joue un rôle essentiel dans le climat de l'Atlantique Nord et de ses entours. Cette disposition d'ensemble suggère que les hautes latitudes boréales en milieu océanique sont soumises, selon leur situation, au jeu complexe des influences continentales ou maritimes de leur périphérie. Une simplification de ce contexte climatique aboutit à distinguer trois ensembles.

A/ Le Groenland

L'inlandsis groenlandais, soit 85 % environ de la surface de l'île, est une sorte de mini-continent antarctique. On y relève les températures les plus basses de la calotte polaire boréale. Sur une courte période d'observations, Eismitte, par 71° Nord, accuse une température moyenne annuelle de -30°C, avec, pour les mois extrêmes, des moyennes de -11°C et de -47°C. Là encore, l'effet de l'altitude (3000 m) s'ajoute à celui de la continentalité. Plus au nord, à Northice, la température est descendue jusqu'à -70°C. En dépit d'une variabilité interannuelle importante, les hivers restent très rigoureux et une forte inversion thermique de surface génère un anticyclone pelliculaire, bousculé de temps à autre par le passage de cellule dépresionnaires. Mais les perturbations n'y apportent que de faibles précipitations (110 mm/An à Eismitte, répartis sur 200 jours !), uniquement sous forme de neige et principalement d'octobre à janvier.

B/ Le bassin polaire proprement dit

L'extension de la banquise hivernale ne réussit pas à construire un puissant anticyclone de surface sur l'océan Arctique. En revanche, celui-ci apparaît au cours de l'hiver, de l'Alaska à la Yakoutie et verrouille par là même le détroit de Béring. Or, une dépression centrée statistiquement dans les parages de l'Islande se situe à l'endroit même où l'océan Arctique communique avec l'Atlantique Nord par le seuil largement ouvert du Groenland à la Scandinavie. Les masses d'air venues du sud et les eaux tièdes entraînées par une branche de la dérive nord-Atlantique pénètrent aisément dans le bassin polaire et y apportent leur influence adoucissante jusqu'au Spitzberg et à la mer de Barentz pour le moins. D'où une dissymétrie climatique marquée entre le secteur atlantico-européen du bassin, bénéficiaire de cet adoucissement, et le reste, soumis à des conditions continentales beaucoup plus sévères. Le pôle lui-même, pour lequel les observations font défaut, paraît avoir une température moyenne annuelle de -20°C, de -38°C à 0°C environ pour les moyennes correspondant aux mois extrêmes. A Isfjord-Radio (Spitzberg), à 78° Nord, quatre mois ont une température moyenne positive (maximum en Juillet de 5°C) et l'hiver n'y est guère plus froid qu'à Moscou, seulement plus long. Au coeur de la saison froide, des redoux fugitifs mais spectaculaires signalent le passage des secteurs chauds qui s'insinuent jusqu'en mer de Barentz à la faveur de perturbations dont l'occlusion n'a pu totalement s'accomplir. Ces phénomènes ne sont pas exceptionnels. Ils supposent une invasion rapide des masses d'air maritime pulsées par le minimum d'Islande et bloquées par un dispositif anticyclonique subméridien (axe Iles Britanniques-Scandinavie) qui les infléchit vers le nord-est. Pour quelques heures, la façade occidentale de la Nouvelle-Zemble accueille des températures positives qui apportent un dégel fugace.

C/ Les marges continentales de leur sphère d'influence

Cette soumission aux influences maritimes qui s'étend jusqu'à des latitudes très élevées distingue nettement l'Arctique de l'Antarctique. Il faut toutefois se garder des généralisations. Du cap Tchéliouskine au détroit de Béring et au Grand Nord canadien, les confins du bassin polaire subissent vigoureusement l'empreinte climatique de leurs marges continentales. L'extension des anticyclones continentaux vers le nord y rendent les hivers très rigoureux qui engendrent froid intense et sécheresse de l'air car les perturbations n'y parviennent plus. A Eurêka (80° Nord), à l'ouest de la terre d'Ellesmere, la température moyenne se maintient inférieure à -30°C pendant cinq mois consécutifs (de novembre à mars inclus) et ne devient jamais positive qu'au cours des trois mois d'été (maximum de 5,7°C en juillet) qui reçoivent l'essentiel des précipitations dont le total annuel est insignifiant (69 mm). Au coeur de la mer des Tchouktches, à peine libérée de sa banquise, l'île Wrangel (72° Nord) compte encore, en moyenne, quinze jours de gel en juillet. Barrow, à la même latitude mais au nord de l'Alaska, a des été aussi brefs et brumeux, des hivers longs et rudes (minimum absolu de la station : -50°C). Précipitations indigentes là encore (75 mm/an) mais, fait paradoxal, les moustiques pullulent en été car les flaques d'eau parsèment la toundra subpolaire, le permafrost rendant le sol totalement imperméable.

II - Les climats des latitudes moyennes

La ceinture des latitudes moyennes assure dans chaque hémisphère la transition entre la calotte froide et la zone chaude. On l'appelle communément la zone "tempérée" mais cette étiquette est à proscrire car elle suggère une idée de modération que certains des climats qu'elle regroupe ne méritent pas : le comportement thermique des types continentaux est excessif au même titre que la violence des averses méditerranéennes...
Autant dire que la palette climatique de cette zone présente des tonalités variées. Elle s'exprime dans toute son amplitude en Amérique du Nord et en Eurasie mais elle est mutilée dans l'hémisphère austral où les masses continentales s'amenuisent considérablement au-delà du 40° parallèle. Le caractère dominant aux latitudes moyennes réside dans le jeu complexe d'influences antagonistes que se livrent océans et continents.

II - 1 - Les caractères généraux du climat océanique

Du 40° parallèle jusqu'au cercle polaire parfois (c'est le cas pour l'Europe), les façades occidentales des continents sont essentiellement soumises à l'influence maritime. Cette influence s'exprime au plus haut degré dans les presqu'îles et les milieux insulaires. Elle s'explique avant tout par le dynamisme de la circulation atmosphérique. Le grand courant d'ouest qui balaie ces latitudes assure le transport des masses d'air maritime vers les continents. C'est aussi dans le lit des westerlies que se développent et s'écoulent les perturbations porteuses de la pluie. Le climat océanique doit son originalité à ses caractères thermiques et pluviométriques.

A/ Le régime thermique de l'air tend à épouser celui de l'océan et se manifeste par la fraîcheur de l'été (la moyenne mensuelle la plus élevée oscille selon les lieux entre 11°C et 16°C, la douceur relative de l'hiver et, en corollaire, la faible amplitude annuelle de température. Les eaux voisines communiquent encore à l'air leur inertie thermique, comme l'atteste le décalage du minimum et du maximum des températures par rapport aux solstices, février et août devenant les mois extrêmes.

B/ Le régime pluviométrique se caractérise par la fréquence élevée des jours pluvieux, l'importance des précipitations et leur répartition saisonnière. Par année moyenne et selon les lieux, il pleut de 180 à 300 jours et la hauteur d'eau cumulée atteint 800 à 2000 mm en général. Elle augmente avec la latitude et l'exposition aux flux humides, ce qui explique des différences importantes suivant les stations : Copenhague reçoit moins de 600 mm de pluie en moyenne annuelle alors que Valentia (52° Nord) en totalise 1400, Bergen presque 2000, Brest 1100.Sur le littoral pacifique, Prince-Rupert (54° Nord) est nettement plus arrosé que Vancouver (49° Nord), respectivement 2500 et 1500 mm? L'hémisphère austral présente des divergences régionales identiques, avec un décalage de latitude d'une dizaine de degrés par rapport à l'hémisphère Nord. Comparer les 1100 mm d'Auckland (37° Sud) sur le littoral occidental de la Nouvelle-Zélande aux 630 mm de Christchurch (43° Sud) situé sur la côte orientale.
Tous les mois sont arrosés avec toutefois un fléchissement au printemps et en été, et un maximum de saison froide très accusé. Cela tient au renforcement de l'activité cyclonique en hiver, à l'extension des dépressions subpolaires vers les latitudes moyennes et au contraste thermique plus marqué des masses d'air. Le passage des perturbations fait alterner les "crachins" interminables avec les brusques averses du front froid et des traînes instables ponctuées d'éclaircies apportant une visibilité parfaite. Ce profil est original car, hormis le climat méditerranéen, tous les autres climats de la Terre placent leur maximum pluviométrique en saison chaude. Des variations interannuelles notables sont masquées par les valeurs moyennes mais l'intérêt de celles-ci est de mettre en relief certaines variantes régionales.

II - 2 - Les types de climat océanique

Sans trop simplifier la réalité, il paraît possible de distinguer trois sous-types de climat océanique par un bref examen des régimes thermiques et pluviométriques.

A/ Le climat océanique frais, pour ne pas dire froid, jouxte le domaine subpolaire. Maussade en toutes saisons, il est nébuleux et venteux avec des étés très frais. La température moyenne mensuelle à Reykjavik (64° Nord) oscille entre -0,5 et 12°C, à Punta Arenas (53° Sud) entre 1,5 et 11°C. La neige n'est donc pas rare et l'importance des pluies d'été provient du fait que la partie active des perturbations traverse alors ces latitudes proches des dépressions subpolaires. Appartiennent à cette catégorie : l'Islande, la Norvège centrale (région de Trondheim), le littoral septentrional de la Colombie-Britannique, le Sud chilien.

B/ Le climat océanique doux se démarque du précédent par ses températures plus élevées en toutes saisons. Le gel nocturne survient parfois en hiver, mais la turbulence de l'atmosphère et la forte nébulosité écartent généralement cette éventualité. La température moyenne du mois le plus froid atteint 6°C à Brest, 6,8° à Valentia et 7,4° à Isla Guafo, au Chili. Néanmoins, ces relevés opérés sous abri ne traduisent pas une réalité beaucoup plus rude à supporter physiologiquement quand la violence du vent et une humidité relative élevée se combinent. L'été reste frais et nettement moins pluvieux que l'hiver. Les épisodes troublés deviennent moins fréquents et sont séparés par les séquences calmes et ensoleillées que procurent les situations anticycloniques.
La façade occidentale de l'Europe, du Jutland au nord de la péninsule Ibérique (îles Britanniques incluses), le littoral de l'Oregon et de l'état de Washington, le Chili central (entre 38 et 43° de latitude Sud environ), la Tasmanie et la Nouvelle-Zélande correspondent à ce que Viers dénomme le "climat breton".

C/ Le climat semi-océanique (ou "océanique atténué"). Avec l'éloignement des masses maritimes, le climat océanique perd progressivement ses caractères spécifiques. Cette dégradation affecte à la fois le profil thermique et le régime pluviométrique. Cela suppose un arrière-pays continental dépourvu de reliefs importants qui confineraient l'influence océanique à une frange littorale étroite, comme c'est le cas en Amérique du Nord et au Chili, où des chaînes côtières gigantesques fixent des limites climatiques précises. En revanche, l'Europe moyenne, au nord du 48° parallèle, n'oppose aucun obstacle orographique notable à la circulation des masses d'air provenant de l'océan comme du continent. On peut donc y suivre les degrés d'atténuation des caractères océaniques. Les étés deviennent plus chauds, les hivers plus froids et l'amplitude thermique moyenne annuelle augmente. Les précipitations ne diminuent que progressivement mais leur régime évolue beaucoup plus vite. Paris présente déjà deux maxima, l'un, principal, situé en été, l'autre, secondaire et hivernal. Circonstances locales ou amorce d'un changement ? Strasbourg et surtout Colmar confirment cette évolution, les pluies d'été représentant plus du tiers du total annuel.

II - 3 - Les caractères généraux du climat continental

Sur d'immenses espaces de l'Eurasie et de l'Amérique du Nord, les influences océaniques ne parviennent pas à pénétrer et la continentalité s'exerce alors avec plus ou moins de vigueur. Cette transition est brutale au Canada et aux États-Unis car les Rocheuses dressent un écran efficace, plus progressive en Europe où les complicités de la géographie ne facilitent pas la tâche du climatologue en quête de frontières. Quoiqu'il en soit, le régime thermique continental s'exprime par une forte amplitude thermique annuelle qui croît de l'ouest vers l'est en Eurasie, du sud-ouest vers le nord-est en Amérique. Ainsi, de la Hongrie à la Yakoutie, le crescendo est saisissant : 23°C à Budapest, 26,5°C à Kiev, 33,5° à Kazan, 40°C à Omsk, 62,7°C à Yakoutsk, 66°C à Verkhoïansk. Et en Amérique du Nord, des plaines centrales au Yukon, 26,1°C à Saint-Louis (États-Unis), 38,9°C à Winnipeg, 46,4° à Dawson City. Dans l'un comme dans l'autre cas, l'accentuation du froid hivernal explique à elle seule la croissance de l'amplitude annuelle bien que les étés soient très marqués jusqu'à des latitudes relativement élevées. La plus forte moyenne mensuelle à Verkhoïansk (67° Nord) s'élève à 15,6° et à 15° à Dawson (64° Nord). C'est autant qu'à Valentia, à 52° Nord. A des latitudes plus basses, la chaleur de l'été (moyenne du mois le plus chaud supérieures à 25°C) maintient l'amplitude à un niveau élevé en dépit d'un hiver nettement moins rigoureux. En retenant les températures moyennes de janvier, de juillet et l'amplitude correspondante, on peut comparer les données de Tachkent (42° Nord) en Ouzbékistan (-1,5°C ; 25,5°C ; 27°C) à celles de Salt Lake City (41° Nord), centre-sud des États-Unis (-1,7°C ; 25°C ; 26,7°).

L'importance de l'amplitude annuelle se traduit par une forte variabilité interannuelle de la température, plus sensible encore aux intersaisons. Printemps et automne deviennent des transitions éphémères entre les deux saisons extrêmes. La différence atteint 8,9°C à Moscou et 11°C à Kazan entre mars et avril, 16,2°C à Verkhoïansk entre avril et mai. Autant dire que le retour brutal à des températures positives déclenche soudainement le dégel (la raspoutitsa des Russes) qui transforme les étendues neigeuses d'hier en un véritable bourbier. La nature s'éveille et reverdit en l'espace de deux à trois semaines. On s'enlise dans l'hiver aussi rapidement. Le passage à des températures négatives s'opère dès octobre en Sibérie orientale, en novembre en Russie centrale et sur la majeure partie du Canada où la première chute de neige succède vite à l'"été indien".
La continentalisation entraîne une réduction des précipitations (575 mm à Moscou, 420 à Sverdlovsk à l'est de l'Oural, 220 à Yakoutsk) qui s'accentue encore dans les régions situées à l'abri des reliefs (de la Caspienne au Gobi en Asie, le Grand Bassin aux États-Unis). L'été détient le maximum pluviométrique grâce à l'instabilité thermoconvective mais celle-ci disparaît pendant toute la période froide où une forte inversion thermique affecte l'atmosphère inférieure. La faiblesse du rayonnement global, l'importance du rayonnement tellurique et l'albedo élevé du sol enneigé se conjuguent pour engendrer un froid intense. La densité élevée de l'air glacé créé un anticyclone pelliculaire puissant qui se constitue au cours de la longue période d'enneigement (160 à 210 jours de la Sibérie centrale à la Yakoutie, presque autant du Saskatchewan canadien à la province du Yukon). Des brouillards givrants tenaces alternent avec des tourmentes de belles séquences ensoleillées. Quelques périodes troublées avec des tourmentes de neige interrompent momentanément le froid vif et sec mais elles interviennent peu dans la tranche pluviométrique annuelle. Les cinq mois ayant une température négative à Moscou ne recueillent en moyenne que 28 % de ce total et seulement 18 % à Calgary, au Canada.

II - 4 - Les différents visages du climat continental

Entre le climat océanique dégradé et le climat continental excessif, un classement subtil pourrait dégager une gamme plus ou moins étendue de types intermédiaires à la condition d'adopter des critères et des limites plus ou moins arbitraires. Une classification grossière met en évidence quelques grandes tendances.

A/ Le climat continental modéré peut être considéré comme un type hybride s'écartant plus ou moins des paramètres moyens qui prétendent le définir. Les températures restent négatives pendant quatre à cinq mois, les moyennes de janvier évoluant de -4°C à -12°C selon les régions. Les périodes anticycloniques de froid sec alternent avec les "redoux" des passages perturbés. De novembre à mars, la neige couvre le sol. L'été est relativement long, assez chaud (de 18° à 21° en juillet) et orageux. Mais les précipitations présentent des irrégularités interannuelles et spatiales importantes. Toute la saison peut être "pourrie" (comme en Ukraine en 1956) ou marquée par la sécheresse (qui s'est étendue à une bonne partie de la Russie en 1959). Ce climat s'étend de la Pologne à l'Oural, en Europe et des Grands Lacs aux Rocheuses en Amérique du Nord.

B/ Le climat continental affirmé se caractérise par la relative régularité de son comportement thermique, la longueur de ses hivers (5 à 6 mois) et leur rudesse (-20°C à -30°C de moyenne de janvier mais les vagues de froid font chuter la température jusqu'à -45°C ou -50°C). Les temps anticycloniques dominent largement mais des passages perturbés apportent des tempêtes de neige. L'été ressemble à celui du climat continental modéré, en moins orageux. Ce climat s'étend sur la Sibérie occidentale et centrale, la majeure partie du Canada à l'ouest du Québec.

C/ Le climat hypercontinental apparaît en Sibérie du nord-est (Yakoutie) qui a longtemps le record du froid (-70°C à Oïmekon et à Verkhoïansk) avant d'être détrôné par certaines stations des inlandsis polaires. Le froid est intense en hiver et les températures sont très inférieures à celles du bassin arctique. A Verkhoïansk, la température moyenne se maintient en dessous de -43°C pendant trois mois consécutifs. Sa remontée est spectaculaire en été (Yakoutsk est aussi chaud que Paris en juillet) et des vagues de chaleur ont apporté des maximas absolus approchant 40°C? Entre ces extrêmes, l'écart atteint presque 110°C ! En Yakoutie, les précipitations, essentiellement estivales, restent inférieures à 200 mm en général.
De tels excès se reproduisent, à un moindre degré toutefois, dans certains secteurs abrités du territoire du Yukon.

D/ Le climat continental "oriental" est un curieux mélange de caractères océanique et continentaux.
Aux latitudes moyennes, les marges maritimes de l'est des continents échappent à l'emprise océanique par leur profil thermique mais s'y soumettent par leur humidité. Les hivers restent anormalement froids. L'extrême-orient sibérien et la majeure partie de la péninsule du Labrador illustrent cette particularité climatique sans équivalent austral.
A la latitude de Biarritz, Vladivostok compte cinq mois de température moyenne négative (janvier : -13,7°C) et l'été est aussi chaud et aussi pluvieux que celui du Pays basque. A 60° Nord, Okhotsk a une moyenne de janvier de -24°C (à latitude identique, celle de Bergen s'élève à 1,5°C) et l'été est de type océanique frais. A Montréal, la continentalité s'exprime dans les températures (hiver froid, été chaud) mais le régime pluviométrique est hybride. Tous les mois sont copieusement arrosés. Aux pluies orageuses d'été répondent les perturbations neigeuses de l'hiver accompagnées de bourrasques qui construisent des congères dans les Laurentides, Terre-Neuve, la Nouvelle-Ecosse...C'est dans une de ces "poudreries" que s'est "écarté" François Paradis, l'amoureux de Maria Chapdeleine !

E/ Le climat continental aride. Lorsqu'une situation d'abri s'ajoute à la continentalité, l'aridité se développe. C'est le cas en Asie de tout l'ensemble régional qui s'étend de la Caspienne à la Mongolie incluse. La longue muraille montagneuse (Pamir, Tian-Chan...jusqu'au Grand Khingan) fait chuter la hauteur des précipitations annuelles à moins de 150 mm souvent et probablement n'excède t-elle pas 50 mm à l'ouest du désert de Gobi. Le régime pluviométrique subit une évolution en fonction de la latitude. Au nord du Kazakhstan, l'essentiel des plueis tombe en été alors qu'au sud du Turkménistan, le maximum pluviométrique survient l'hiver et l'été est totalement sec. L'aridité s'y manifeste d'autant mieux qu'une forte évapotranspiration est attisée par une chaleur estivale élevée (température moyenne comprise entre 24°C et 30°C). L'hiver devient moins froid. Tourgaï, à 50° de latitude Nord dans le Kazakhstan, a encore une moyenne de janvier de -17,5°C, alors qu'au sud de la Caspienne elle passe à 1°C.
En Amérique du Nord, l'aridité prend possession d'une bande méridienne (du Grand Bassin au plateau du Colorado) délimitée par les Rocheuses et la Sierra Nevada. L'altitude pénalise les températures d'hiver mais n'empêche pas les étés d'être très chauds. La moyenne de juillet s'élève à 25°C à Salt Lake City (1350 m d'altitude) et à 32,5°C à Las Vegas (36° Nord) où la hauteur annuelle de pluie dépasse de peu 100 mm.
La version australe de cette classe climatique est représentée par la Patagonie, asséchée par effet de foehn sous l'abri andin. Annuellement, les précipitations restent en dessous de 200 mm. Mais la continentalité ne parvient pas à s'affirmer réellement ici. Le profil thermique de Sarmiento (44° Sud) est de type océanique (les moyennes de juillet et de janvier sont respectivement 4,1 et 17,8°C) comme la répartition saisonnière des pluies dont le total annuel n'atteint que 182 mm.

II - 5 - Le climat de type "méditerranéen"

Il est difficile de trouver un climat mieux typé que le méditerranéen. C'est le climat des contrastes : douceur et violence y alternent. Sur les rives de cette mer intérieure et sur ses îles évidemment, règne une ambiance atmosphérique particulière. La faible fréquence des jours nébuleux laisse la place à un fort ensoleillement et à une luminosité du ciel peu commune aux latitudes moyennes. On frôle les 3000 heures d'ensoleillement par an à Saint-Raphaël alors que, dans le nord de la France, on dépasse de peu la moitié de ce total. En conséquence, des étés brûlants et des hivers doux pour ne pas dire tièdes de sorte que l'amplitude thermique annuelle est modérée, de 12 à 15° en général. Un regard sur les températures moyennes de janvier et de juillet et sur leur amplitude donne une idée approximative de la physionomie thermique : Antibes (9,1°C ; 23,5°C ; 14,4°C), Cap Corse comme Alger (10°C ; 24,4°C ; 14,4°C), Athènes (9,3°C ; 27,6°C ; 18,3°C), Tel-Aviv (13,6°C ; 26,9°C ; 13,3°C)...Mais ces valeurs voilent des caprices passagers. Il faut compter en effet avec les assauts fugitifs du froid et les vagues de chaleur plus durables. A Saint-Raphaël, on a noté les extrêmes suivants : -12°C et 41,5°C. En février 1956, Nice a compté 17 jours de gelée. La température est montée jusqu'à 47°C à Eleusis, près d'Athènes.
Le régime pluviométrique rappelle celui du climat océanique par son maximum de saison froide mais le minimum estival est si accusé que la sécheresse de l'été semble reproduire les conditions arides du milieu subtropical voisin au moment même où les fortes chaleurs dessèchent l'air et renforcent son pouvoir évaporant.
Au cours des trois mois d'été, Porquerolles ne recueille que le dixième du volume annuel (612 mm), comparable à celui de Paris ; c'est encore plus faible à Ajaccio (47 mm sur un total annuel de 672 mm), à Athènes (27 mm sur 402), à Alger (12 mm sur 700) et à Haïfa (1 mm sur 500) ! Aux portes mêmes de l'Europe continentale et océanique, souvent nébuleuse, cet oasis de charme a suscité un afflux massif de touristes en quête de soleil et de rivages enchanteurs.
Il faut cependant tempérer cette impression idyllique. Le climat méditerranéen connaît des périodes troublées. Des vents continentaux, s'engouffrent en accélérant leur vitesse dans les couloirs orographiques, font irruption sur le littoral et déclenchent de violentes tempêtes en mer : le Mistral en basse vallée du Rhône, la Tramontane dans le Roussillon, la bora sur la côte dalmate, le vardar en Macédoine, etc, font brusquement chuter les températures en hiver mais ils contribuent aussi, en toutes saisons, à maintenir la pureté du ciel.
Autre calamité : la violence des orages qui déversent en quelques heures des quantités d'eau impressionnantes : plus de 400 mm à Nîmes, le 3 octobre 1988 ; 435 mm à Perpignan (26/10/1915). Des abats de l'ordre du mètre, en 24 heures, ont probablement été atteints en altitude dans les Pyrénées-Orientales et le sud de l'Italie. De telles intensités ne se retrouvent qu'en milieu tropical, au passage des cyclones ou lors des assauts de la mousson. On comprend aisément qu'en un faible nombre de jours pluvieux on parvienne à des hauteurs annuelles parfois comparables à celle de l'Europe océanique.
Le contexte géographique du bassin méditerranéen se prête à l'éclosion de ces violences subites. Elles surgissent précisément après de longues périodes de calme estival où l'air chaud a eu le temps de s'humidifier sur une mer soumise à une évaporation intense et dont la température des eaux superficielles oscille entre 24 et 28°C.
Le rôle protecteur des relief de bordures, vers le Nord, joue ici un rôle décisif. Il place la Méditerranée dans une situation d'abri aérologique qui la protège de la circulation perturbée qui affecte principalement l'Europe occidentale, y compris en été.
Par contre, la proximité du continent africain assure une réserve d'air chaud toute proche. Les invasions froides, profitant des défaillances du rempart orographique, déclenchent rapidement des cyclogenèses. C'est en effet lorsque le Mistral a commencé à souffler qu'une dépression se creuse sur le golfe de Gênes, aspire l'air chaud du sud et construit un système perturbé.
Le mauvais temps éclate aussi, de façon plus insidieuse, quand des coulées polaires s'aventurent au-dessus de la Méditerranée en creusant une vallée planétaire. Cette invasion froide en altitude, surplombant l'air chaud et humide des basses couches, accroît le gradient thermique vertical et convertit l'instabilité potentielle en instabilité réelle. Elle suscite surtout une remontée d'air saharien, à forte capacité hygrothermique, qui se sature en traversant la mer et provoque des déluges au contact des premiers reliefs rencontrés.
Le Midi français est le plus exposé à ce genre d'évènements mais le versant occidental des Apennins et même la péninsule grecque sont accessoirement touchés. Les médias se font l'écho de ces accidents ravageurs par leurs effets hydrologiques. Chaque année en apporte des exemples.
Le creusement d'une dépression sur la Méditerranée engendre aussi, le plus souvent, un scénario classique de "retours d'est" qui déborde largement ce cadre régional puisque l'air chaud méditerranéen, expulsé en altitude, opère un mouvement de rotation vers l'Europe centrale et l'est de la France en y déversant des pluies ou des neiges d'occlusion.
L'extension du domaine méditerranéen a développé des visages climatiques régionaux sous la dépendance de facteurs aérologiques et géographiques : la partie orientale est plus chaude et moins arrosée que l'ouest du bassin. Du golfe de Gabès à Suez, le littoral africain n'appartient plus déjà à ce domaine climatique alors que des affinités méditerranéennes (précipitations concentrées sur l'hiver) pénètrent profondément en milieu continental de la Turquie jusqu'en Afghanistan.

Les "sosies" du climat méditerranéen

La bassin méditerranéen offre un cadre inimitable. Si le climat qui le caractérise réapparaît en plusieurs endroits de la planète, à l'ouest des continents et sur des franges littorales étroites bordées par l'océan, on ne retrouve nulle part sa copie exacte. Tout au plus des types régionaux présentant quelques similitudes.

Note sur les similitudes : elles tiennent essentiellement à une situation géographique commune, entre 30 et 40° de latitude environ, à la jonction de deux grandes entités climatiques : la zone chaude et la zone improprement appelée "tempérée". Cette situation charnière fait du climat méditerranéen une sorte d'hybride. Le balancement saisonnier des anticyclones subtropicaux assure tour à tour la sécheresse estivale qui rappellent les conditions sévères du désert voisin et l'instabilité hivernale quand le retrait des hautes pressions libère la circulation perturbée des westerlies. Le climat de type méditerranéen opère donc la transition entre un climat aride sur son flanc tropical et un climat océanique (voire continental) sur son flanc polaire. Des bordures littorales étroites répondent à ces caractéristiques, en Californie, dans le Chili central. On notera que, dans ces deux cas, des courants marins froids ou des upwellings, stabilisent l'air et réduisent fortement les précipitations (300 mm à San Diego en Californie, 340 mm à Santiago du Chili). Ils expliquent aussi la fraîcheur relative des étés (à peine 21°C pour la moyenne du mois le plus chaud). L'extrémité méridionale de l'Afrique et le sud-ouest de l'Australie présentent des types mixtes, mi-méditerranéens (hivers tièdes et étés chauds), mi-océaniques par leur caractère pluviométrique.

III - Les climats des basses latitudes

Ce domaine climatique est très vaste. Il ceinture le globe selon une large bande, axée sur l'équateur et bornée, dans chaque hémisphère, par l'anneau des latitudes moyennes. Les limites, évidemment fluctuantes selon les longitudes, sont fixées par les caractères particuliers de la dynamique atmosphérique. Le chapelet des anticyclones subtropicaux forme une césure dans le dispositif, de la circulation générale. Il constitue une sorte de frontière épaisse et discontinue qui isole le domaine des westerlies de celui des alizés, dans chaque hémisphère. Au plan climatologique, il se rattache aux basses latitudes par le niveau élevé des températures. C'est d'ailleurs là le trait commun de toute cette zone qui regroupe les climats chauds du globe que les rythmes pluviométriques permettent de distinguer.

III - 1 - Les climats arides tropicaux et subtropicaux

Les déserts qu'ils déterminent ne sont pas l'exclusivité du monde tropical puisque nous en avons identifié également aux latitudes moyennes et même dans les régions polaires (si l'on ne retient que l'indigence des précipitations). L'aridité traduit un déséquilibre profond et permanent du bilan hydrologique qu'il faut bien distinguer de la sécheresse qui reste un évènement accidentel.
Elle frappe d'immenses étendues dans les deux hémisphères : Sahara, Arabie, Iran, Thar, sud-ouest des États-Unis et nord-ouest du Mexique, Kalahari, Australie centrale et occidentale. Cette disposition correspond à l'axe des hautes pressions subtropicales responsables de l'affaissement lent mais continu de l'air, ce qui le comprime et le dessèche.
Les mécanismes de l'aridité : L'installation de l'aridité est la conséquence de plusieurs facteurs.
La faible nébulosité : elle se traduit par des records de durée d'ensoleillement, frôlant le maximum théorique dans le Sahara oriental.
L'intensité du rayonnement solaire qui engendre des températures très élevées ; les moyennes de juillet dépassent 37°C à Reggan et à Aoulef sur le plateau de Tademaït (Sahara occidental) et les maximas absolus sont parfois supérieurs à 50°C sur l'ensemble de ces déserts ; en hiver, la chute des températures consécutive au rayonnement nocturne entraîne des gelées (des minimas absolus de l'ordre de -7°C ont été relevés dans les plaines du Sahara occidental et en Arabie) ; les amplitudes thermiques diurne et saisonnière s'en trouvent renforcées en raison de la sécheresse de l'air.
- L'humidité relative devient très basse aux heures les plus chaudes et dans les parties les plus continentales ; elle est en moyenne relativement élevée sur les littoraux où rosées et brouillards nocturnes sont localement fréquents (Namibie, désert d'Atacama...).
- L'évaporation, intense, est attisée par les fortes chaleurs et épisodiquement par des vents desséchants (sirocco, khamsin au Sahara) ; elle prélève annuellement un peu plus de 4 mètres d'eau au lac Nasser en Nubie égyptienne ; une telle ablation au profit de l'atmosphère compromet le succès des aménagements hydrauliques dans les déserts chauds et venteux.
- Les précipitations ne peuvent être que dérisoires au sein d'un air voué à la subsidence ; la vaste enquête de Dubief consacrée au Sahara montre que la pluviométrie moyenne annuelle reste inférieure à 50 mm de la Mauritanie à la Nubie, à l'exception des reliefs un peu plus arrosés ; l'irrégularité des pluies enlève parfois toute signification statistique à la notion de moyenne ; il s'agit presque toujours de pluies sporadiques (dont certaines s'évaporent avant leur arrivée au sol) qui suivent le régime de leur bordure (hivernal sur leurs marges "méditerranéennes", estival sur leur flanc équatorial).

A/ Les types génétiques et géographiques des climats arides

En dehors des variables dues à l'altitude qui sont étudiées en fin de chapitre, une classification grossière peut être entreprise en fonction des mécanismes générateurs de l'aridité et de l'intensité de celle-ci.
- Les cellules anticycloniques, mieux marquées en altitude qu'à au sol où elles sont souvent remplacées par une dépression thermique en été, représentent la cause principale mais non unique de la subsidence de l'air.
- Courants froids et upwellings côtiers parviennent aux mêmes effets mais sur d'étroites bandes littorales au Sahara occidental, en Mauritanie, en Namibie, du Chili central au nord du Pérou, en Californie. Ils cumulent parfois leurs effets à ceux des hautes pressions.
- Les situations d'abri, en milieu tropical comme ailleurs, entraînent une diminution de la pluviosité. Au pied des monts Souleïman, Jacobabad (Pakistan) reçoit à peine 100 mm de pluie en moyenne annuelle.
- Une divergence aérologique, par la subsidence qu'elle génère, détermine en partie l'aridité somalienne, en dépit de la proximité équatoriale.

B/ Les degrés de l'aridité

Selon son ampleur, 3 types climatiques peuvent être distingués.

1/ Le climat semi-aride fait la transition entre la zone aride proprement dite et les climats périphériques ; les variations pluviométriques interannuelles restent fortent mais la moyenne dépassent largement 100 mm, répartie principalement sur 4 à 5 mois. La bordure nord du Sahara (Laghouat et Gabès reçoivent environ 170 mm/an), le Sahel du Sud (Agadès au Niger et Khartoum avec 165 mm/an), la quasi-totalité du désert australien (à l'exception de la cuvette du lac Eyre) illustrent ce type.
2/ Le climat aride peut être grossière circonscrit par l'isohyète 100 mm/an compte tenu d'une extrême irrégularité, avec au moins 2 mois dont la température moyenne dépasse 30°C (par exemple, la majeure partie du Sahara et de l'Arabie).
3/ Le climat hyperaride (plus d'une année sans pluie) est représenté dans le Sahara oriental (Lybie, Nubie, nord du Tchad et du Niger) et dans le désert d'Atacama, au nord du Chili où Arica n'enregistre aucune pluie notable (0,5 mm de moyenne annuelle) mais seulement des brumes qui se forment dans une atmosphère très fraîche pour latitude aussi basse (18° Sud).

III - 2 - Les climats intertropicaux à saisons alternées

La translation latitudinale des centres d'action au cours de l'année explique l'alternance d'une saison sèche et d'une saison humide. C'est le domaine de l'alizé et du régime de la "mousson" si l'on accepte de prendre ce terme dans son sens originel le plus large (issu d'un mot arabe signifiant "saison"). On parlait autrefois de pluies zénithales parce qu'elles semblent grossièrement accompagner le déplacement apparent du soleil au zénith. Toutefois, l'amplitude de ses oscillations varie selon les longitudes car elle subit le poids des facteurs géographiques.

A/ L'Afrique offre un cas de figure relativement simple en raison de la symétrie des masses continentales par rapport à l'équateur et de la localisation des cellules anticycloniques subtropicales sur l'Atlantique (Açores au Nord, Sainte-Hélène au sud). La saison pluvieuse est centrée sur l'été, la saison sèche sur l'hiver. En avril-mai, l'air humidifié sur l'océan et pulsé par l'alizé austral qui a franchi l'équateur pénètre lentement en Afrique occidentale. C'est l'amorce de la saison des pluies vers le 12° parallèle mais cette incursion d'air océanique est contenue plus au nord par l'alizé continental (harmattan) de sorte que la masse humide s'amenuise et parvient fin juin-début juillet vers le 16° parallèle. Le profil thermique moyen est calquée sur la courbe de déclinaison solaire. A Bamako (12°38' Nord) la température moyenne de janvier, mois le plus frais, s'élève à 25,5°C. Elle atteint un maximum en avril (34,1°C) puis fléchit ensuite à cause de la couverture nuageuse et de l'évaporation au cours de la saison des pluies qui apportent 1080 mm en 6 mois. Les précipitations s'effectuent par séquence de 4 à 5 jours, marquées par le passage de lignes de grains (ondes d'est). A Nema (16°36' Nord), au sud de la Mauritanie, l'amplitude thermique annuelle augmente (janvier : 22,7°C ; mai : 35,7°C) et la saison pluvieuse, réduite à 3 mois (juillet-septembre), n'apporte que 274 mm ; le reste de l'année est presque totalement sec. A Lubumbashi (12° Sud), au sud du Zaïre, la pluviométrie annuelle (1050 mm) est uniquement due à la période qui s'étend d'octobre à mars (c'est la traduction australe du régime de Bamako, avec l'inversion des saisons) mais l'alimentation en air humide provient ici de l'océan indien.

B/ En Amérique centrale et du Sud, l'équateur météorologique, matérialisé par un axe très dépressionnaire, subit une oscillation saisonnière de faible amplitude. La configuration géographique oppose la masse continentale de l'Amérique du sud tropicale au milieu insulaire des Antilles. A latitude égale, la saison sèche est bien moins marquée qu'en Afrique et la pluviométrie annuelle beaucoup plus forte, sauf dans le Ceara ("polygone de la sécheresse") qui, en dépit de sa proximité avec l'équateur, connaît des pluies irrégulières concentrées sur 3 à 4 mois.

C/ Le domaine indien et ses prolongements birmans ont rendu célèbre le phénomène de la mousson qui se déroule ici dans un cadre géographique particulier : au sud, une large façde sur l'océan indien qui s'ouvre sur des réserves d'air humide et, au nord, la barrière himalayenne, qui bloque sa progression. L'hiver, l'alizé continental apporte la sécheresse. De décembre à mai inclus, Bombay (19° Nord) ne reçoit que 20 mm pour une pluviosité annuelle moyenne qui approche 2000 mm. C'est dire que lorsque la mousson (humide) éclate, les pluies font un peu chuter les températures qui se maintiennent au cours d'une année moyenne entre 24,5 et 30,3°C. Au fond du golfe de Bengale, Calcutta (22°32' Nord) reçoit encore plus de 1600 mm de pluies annuelles (entre mais et octobre principalement) où la contribution des typhons n'est pas négligeable. Là encore, la saison pluvieuse est entrecoupée de périodes calmes, assauts et retraits de "mousson" oscillant comme le flux et le reflux.

III - 3 - Le climat équatorial

A première vue, cette étiquette classique fait référence à l'équateur géographique, évidemment stable, c'est à dire aux très basses latitudes. Le climatologue prend plutôt en considération l'équateur météorologique (fixé par l'axe plus ou moins marqué de la convergence des alizés) soumis à des migrations saisonnières. Afin de le démarquer du climat de "mousson", entendons pas "équatorial", un climat dont l'humidité est constante, ce qui peut nous écarter de l'équateur géographique si les facteurs régionaux y entretiennent une pluviosité soutenue. La bassin amazonien et son extension en Amérique centrale, le massif des Guyanes, la cuvette congolaise, l'Indonésie et la Mélanésie subissent un climat équatorial. La notion de saison perd son sens ici tant les situations météorologiques semblent uniformes tout au long de l'année.

- Les pressions, inférieures de peu à la normale se situent presque toujours entre 1005 et 1010 hPa, ce qui favorise l'écoulement des brises ; en mer, au sein des doldrums, des vents irréguliers et éphémères peuvent surgir au moment des orages.
- La monotonie thermique constitue le trait essentiel ; l'amplitude diurne, déjà faible, l'emporte cependant sur l'amplitude saisonnière qui est généralement inférieure à 2°C (0,6°C seulement à Singapour) ; en dehors des régions élevées, les moyennes mensuelles évoluent autour de 26 ou 27°C, niveau faible à l'égard de la latitude ; ce paradoxe s'explique par un ensoleillement déficient (à peine le tiers du maximum théorique, le plus souvent) que les images satellite permettent de saisir aisément (amas de cumulo-nimbus).
- L'importance des précipitations s'exprime par le total annuel (presque toujours supérieur à 1800 mm en plaine) comme par le nombre de jours de pluie (250 à 300 jours) ; la régularité des averses, souvent signalée, n'est pas une généralité (les orages en fin d'après-midi n'ont pas l'exclusivité) ; tous les mois ne sont pas non plus également arrosés : Brazzaville (5° Sud) connaît une longue période sèche de juin à septembre mais des phénomènes aussi marqués sont assez rares.
D'une façon générale, la pluviosité s'intensifie sur la zone de convergence et là où, pour des raisons diverses, les mécanismes d'ascendances sont fréquents (Indonésie, Mélanésie, le littoral de la Colombie...). Avec l'éloignement de l'équateur, la saison sèche s'affirme et s'allonge alors que l'amplitude thermique augmente. On passe insensiblement du climat équatorial aux climat tropical à deux saisons.

III - 4 - Le climat tropical humide

Il est assimilable au climat équatorial. Il se rencontre dans les régions tropicales sur les côtes orientales des continents et des îles constamment soumises à l'alizé humide : températures élevées toute l'année (25 à 27°C), faible amplitude thermique, pluies abondantes et régulières. A l'extérieur d'une bande de 8 à 10° de latitude de part et d'autre de l'équateur, ces régions sont visitées occasionnellement par les cyclones qui apportent une contribution notable à la tranche pluviométrique annuelle.

CHAPITRE 3 : LES SINGULARITÉS CLIMATIQUES

L'esquisse climatologique qui vient d'être présentée repose sur une classification zonale qui a permis de dégager trois grandes catégories de climats répondant principalement à des critères thermiques : entre le domaine du froid permanent et celui de la chaleur constante, s'intercale une série de types climatiques où la variation saisonnière de la température est plus ou moins accusée. La diversité des régimes pluviométriques a permis, par ailleurs, d'opérer des subdivisions internes, de sorte que la zonalité s'est trouvée plus d'une fois bafouée. Elle l'est totalement dans deux cas de figure qui ne peuvent se mouler dans le cadre précédent.

I - Les climats des bordures orientales des continents

Souvent identifié dans la littérature géographique sous le nom de "climat chinois" parce que cette partie du globe en offre le prototype, on le retrouve avec nuances diverses entre 30 et 40° de latitude environ à l'est du continent américain et dans le sud-est australien. C'est en quelque sorte le "pendant" oriental du type méditerranéen. Sa caractéristique essentielle tient aux grandes migrations méridiennes des masses d'air qui se traduisent par des invasions "polaires" porteuses d'un froid vif en hiver et des bouffées tropicales chaudes et humides en été. Les mois extrêmes présentent des températures moyennes de -4,2°C et 27,1°C à Tianjin (39° Nord) au sud de Pékin, de 3,5°C et 27,5°C à Shangaï (31° Nord), de 4°C et 26,5° à Tokyo (36° Nord), de 2,5°C et 25,5°C à Washington (39° Nord), de 7,9°C et 22,8°C à Bahia Blanca (39° Sud) en Argentine. Ces valeurs amalgament en réalité des types de temps variés et ne rendent pas compte de la brutalité des cold waves qui déferlent sur l'est des Etats-Unis en janvier et février en entraînant des chutes spectaculaires de la température, avec des minimums de -30°C dans le sud du Tenessee, à la latitude d'Alger. Le gel frappe encore le nord de la Floride, tout comme le sud-est du Brésil où, de temps à autre, les friagem anéantissent les caféiers jusque sous le tropique, comme lors de la nuit du 16 au 17 juillet 1975.
Les précipitations présentent un maximum de saison chaude très marqué. A Shangaï, les deux tiers de la tranche annuelle (1250 mm) tombent en 5 mois, même proportion à Charleston (33° Nord) aux États-Unis. La participation éventuelle des restes des cyclones tropicaux explique la variabilité pluviométrique interannuelle, sur les littoraux en particulier, sauf en Amérique du sud où ces phénomènes sont inconnus. A l'intérieur, dans les plaines des Etats-Unis notamment, on redoute plutôt les sécheresses. La récurrence d'étés secs (1925, 1930, 1933) a porté un grave préjudice à l'agriculture dans l'Alabama, le nord du Mississippi et l'Arkansas, d'autant que ces évènements se sont accompagné de fortes chaleurs et de vents.

II - Les climats de montagne

Les montagnes et, d'une façon générale, les régions élevées apparaissent sur tous les continents à toutes les latitudes.
Elles créent un obstacle à l'écoulement du flux atmosphérique, le détournent ou le canalisent, génèrent des courants de densité (brises) ; plongés dans l'atmosphère libre, les sommets élevés et isolés subissent souvent des violents.
L'altitude entraîne une baisse de la pression et par suite de la température ; en conséquence, une diminution de la capacité hygrométrique de l'air, un abaissement du seuil de saturation, une nébulosité et des précipitations accrues, sous forme de neige notamment.
Les réactions radiatives de la neige et de la glace accentuent le refroidissement de l'air ambiant, pourtant soumis à un rayonnement solaire moins filtré et plus intense.
Cette modification des paramètres climatiques par rapport aux régions périphériques basses n'est pas uniforme sur toute la planète et nécessite de traiter séparément deux ensembles :
Les montagnes des moyennes et hautes latitudes présentent des versants exposés différemment au soleil (adret et ubac) et aux vents humides, ce qui crée des effets de foehn et multiplie les particularités thermiques et pluviométriques. La physionomie de la végétation traduit concrètement ces oppositions.
L'évolution des paramètres moyens en fonction de l'altitude fournit les grands traits de la tendance générale, comme le montre cet exemple pris dans le sud-ouest de la France, où figurent respectivement altitude, température, nombre de jours de gel et pluviométrie sur l'année moyenne :


Ville Altitude (en m) Température (en °C) Nombre de jours de gel Pluviométrie (en mm)
Toulouse 150 12,7 41 650
Tarbes 360 11,6 52 1070
Bagnères de Bigorre 535 11,3 71 1150
Pic du Midi de Bigorre 2860 -1,4 257 1700


Mais ces valeurs moyennes informent peu sur des particularités propres au milieu montagnard. Sur les inversions de température d'abord, qui pénalisent les fonds de vallée voilées par les nuages, et où s'accumule l'air froid, au bénéfice des versants plus élevés mais ensoleillés. Sur l'optimum pluviométrique aussi, situé à des altitudes variables (entre 3500 et 4000 m dans les Alpes du Nord, semble -til), seuil au-delà duquel la nivosité se stabilise ou commence à diminuer. Sur la répartition pluviométrique saisonnière enfin : les influences océaniques se conservent mieux en altitude que dans les vallées abritées pour toutes les montagnes situées à l'ouest des continents (le Puy-de-Dôme a son maximum pluviométrique de saison froide, soit 62 % de la tranche annuelle, entre octobre et avril inclus, alors que sur la même période, Clermont-Ferrand ne reçoit que 38 % de sa pluviosité annuelle). Cette opposition réapparaît encore nettement entre les hauteurs des Vosges et de la Forêt Noire avec la plaine d'Alsace et de Brisgau.
En région continentale, les pentes "sous le vent", réchauffées par le foehn, sont souvent libérées de la neige avant les plaines voisines. C'est le cas des bas-versants orientaux des Rocheuses canadiennes, vers Banff, près de Calgary, soumis au souffle du chinook et qui reverdissent plus tôt au printemps que les plateaux de l'Alberta.
L'altitude semble peu changer la situation des déserts continentaux quant à la pluviométrie. Au Cachemire, Leh (34° Nord), à 3460 m d'altitude, ne reçoit que des précipitations dérisoires (90 mm/an) avec -8,5°C et 17,6°C de température moyenne des mois extrêmes.
Dans les régions polaires, l'altitude ne fait qu'accentuer la rigueur du climat.

Les montagnes intertropicales sont des oasis de fraîcheur relative par rapport aux régions basses qui les environnent. Dans l'air libre, le gradient thermique vertical augmente dans les basses latitudes. Il dépasse 0,5°C par 100 m entre les tropiques, contre 0,3°C vers 60° de latitude. Les températures deviennent tolérables. Elles évoluent en moyenne entre 15,2 et 22,2°C à Léon (1800 m) aux Mexique, entre 13 et 17°C, à 2200 m sur les collines des Nilgiri au sud de Mysore (Inde), entre 8,8 et 12,4°C à La Paz (3600 m), en Bolivie. Par ailleurs, les situations d'adret et d'ubac disparaissent ici puisque, dans sa course apparente, le soleil vient visiter tous les versants.
La pluviométrie est renforcée sur les pentes exposées à l'est dans les régions soumises à l'alizé et doit dépasser largement 6 m par an sur le versant oriental de la Fournaise à la Réunion. Elle atteint 11,5 m en moyenne annuelle en Inde, à Cherrapunji (1300 m) où le flux de mousson, canalisé par le golfe du Bengale, rencontre les premiers reliefs himalayens !
Mais la haute montagne tropicale a un optimum pluviométrique assez bas (entre 1800 et 2200 m en général) et au-dessus de la couverture nuageuse, les hauts sommets des Andes au même titre que le Kenya, le Ruwenzori et le Kilimandjaro ne reçoivent qu'une mince couche de neige annuelle. Ce désert relatif est probablement imputable au contre-alizé sec et frais qui circule en altitude. La latitude impose par ailleurs un rythme thermique diurne (avec alternance gel/dégel) et non plus saisonnier comme sur le reste de la planète. Au coeur du domaine aride, les reliefs jouent le rôle de condenseurs : l'Asekrem (2700 m) dans le Hoggar doit recevoir, selon J.Dubief, 125 mm environ de pluies annuelles, soit trois fois plus que Tamanrasset, 1300 m plus bas.

Au regard des particularités régionales qui s'imbriquent dans les grandes divisions climatiques pour les nuancer, la répartition des climats du globe évoque plutôt l'image d'un puzzle ou d'un vaste patchwork que celle d'une grille ou d'une trame.
Les diverses valeurs moyennes qui ont été utilisées s'égrènent au fil de ces pages comme autant d'arguments objectifs destinés à étayer la description et la réflexion qu'elle implique. Ces moyennes sont issues de séries d'observations plus ou moins longues mais l'hétérogénéité de la documentation disponible n'est pas très dommageable ici car il s'agit essentiellement de saisir le profil du climat "actuel", c'est à dire des 5 à 6 dernières décennies. Dans le détail, on sait que cette physionomie évolue sans cesse. Il est vrai qu'au cours de cette période des "oscillations" ont pu se manifester, des tendances se préciser, au moins localement. La température s'élève en effet dans la plupart des grandes agglomérations, quels que soient le type de climat et la latitude. C'est là une réalité incontestable mais limitée - pour l'instant au moins - aux périmètres fortement urbanisés et qui s'estompe à mesure que l'on s'éloigne du centre des villes au point de devenir à peine perceptible dans les campagnes périphériques. L'extrapolation de ce phénomène à l'ensemble de la planète relève d'une généralisation abusive. Elle trouve sa justification dans le fait que les stations d'observations sont fixées, pour leur majorité, dans des sites urbains ou dans leurs marges immédiates. D'immenses espaces océaniques et les régions continentales les moins peuplées échappent aux mesures.
Il est donc nécessaire de tempérer l'ampleur du réchauffement contemporain et de nuancer les propos alarmistes concernant les décennies futures. Au coeur de tous les débats qui s'engagent sur l'évolution climatique, l'homme est mis en accusation. Il modifie l'environnement en raison même de son essor démographique et des moyens technologiques dont il dispose : déforestation, substitution de plantes cultivées aux espèces naturelles (modification de l'albedo de surface et du cycle de l'eau), introduction dans l'atmosphère de gaz à effet de serre, pollution des eaux océaniques (par une fine pellicule d'hydrocarbures notamment) qui peut altérer le phénomène d'évaporation (flux énergétiques et de masses...). A vrai dire, les scientifiques sont incapables de séparer les effets anthropiques sur le climat des processus naturels (cosmiques, autovariation interne des éléments physiques du système planétaire) puisque la nature mêle les diverses composantes. Le programme mondial de recherche sur l'évolution climatique (Global Change) se heurte à de multiples difficultés d'observation et d'interprétation en dépit des méthodes et des multiples difficultés mis en oeuvre (veille sattelitaire, modélisations par ordinateur...). La connaissance du climat futur ne se réduit pas à un objet de curiosité. Les perspectives d'aménagement dépendent des résultats - peu tangibles - qui sont actuellement acquis. Là encore, l'homme devra apprendre à gérer l'incertitude.

CHAPITRE 4 : LA VARIABILITÉ CLIMATIQUE

Si la variabilité du temps est un fait d'observation courante, celle du climat est plus difficile à appréhender. Son analyse exige un recueil de données étendues sur le plan spatial et appuyées sur des repères fiables témoins d'un passé plus ou moins reculé. Il reste que dans l'histoire de l'humanité certains bouleversements majeurs avaient bien été perçus comme des changements de climat, même si leur interprétation - une manifestation divine - pouvait varier d'une religion à l'autre. Le déluge en est l'exemple le plus emblématique.
En Europe, c'est au XVIIIème siècle que s'accumulent des témoignages précis de paléoclimats. Buffon démontre que des éléphants et des rhinocéros vivaient autrefois en Europe. Ainsi s'est fait jour chez les paléontologues l'idée de changement des climats. A la même époque, des naturalistes décrivent, dans le Jura et les Alpes, des blocs de pierre polis par les glaces et concluent à l'existence, dans le passé, de glaciers responsables de ces dépôts. Si cette théorie se heurte alors au scepticisme quasi général de la communauté scientifique, elle finit par être acceptée plusieurs décennies plus tard. Hors d'Europe, les dépôts morainiques d'Inde, du Brésil, d'Afrique du Sud et d'Australie, suggèrent à Wegener l'idée d'en faire les témoins d'une ample glaciation fort ancienne. Quant à l'idée d'une succession de périodes glaciaires et inter-glaciaires, elle est due, dès 1863, au géologue Geikie constatant que des fragments de plantes de milieux tempérés s'intercalent avec des argiles glaciaires. Depuis lors, les observations se sont multipliées à la surface des continents et sur leurs marges, mettant en évidence des séquences froides et plus chaudes ; ces alternances pouvant se répéter tout au long des 650 derniers millions d'années (=650 Ma).
En effet, le système climatique n'est pas et n'a jamais été exempt de variations. Le climat actuel ne représente qu'une situation provisoire, l'expression d'un équilibre dynamique à la fois fragile et très complexe. Les composantes de ce système interagissent à des vitesses parfois très différentes : par exemple, aux échanges atmosphériques rapides répond une circulation océanique lente, dotée d'une forte inertie. Bien des causes sont à l'origine des changements climatiques et il est commode d'opposer, parmi elles, celles qualifiées d'internes, spécifiques de la planète Terre et celles dites externes, tributaires du rayonnement solaire. En réalité, tous les facteurs interagissent sans cesse, mais avec un poids relatif qui dépend de l'échelle spatio-temporelle adoptée dans l'analyse. Dans cet emboîtement d'échelles, le découpage temporel s'opère selon des durées extrêmement différentes qui peuvent s'échelonner du demi-siècle ou même de la décennie jusqu'au million ou la dizaine de Ma. Bref, l'approche multiscalaire est indispensable pour démêler l'écheveau complexe du système climatique. En outre, les outils d'investigation qui ont comme objectifs la caractérisation et la datation des paléoclimats, la mise en évidence des tendances récentes et actuelles débouchant sur l'évolution future, sont eux-mêmes tributaires du niveau d'échelle. Leur gamme qui ne cesse de s'élargir, fait appel à de multiples techniques et disciplines scientifiques.

I - Les temps géologiques

I - 1 - L'importance de la configuration des continents et des océans

Dans le fonctionnement du système climatique, la distribution relative des continents et des océans joue un rôle essentiel et commande, dans une large mesure, les changements majeurs du climat. En effet, les transferts méridiens des basses latitudes vers les hautes latitudes assurant le maintien de l'équilibre du système, s'opèrent grâce aux mouvements atmosphériques et aux courants marins de surface et de profondeur. Or, à elles seules, les étendues de mers et d'océans absorbent une énergie solaire cinq fois plus importante que celle reçue à la surface des terres. Les courants marins jouent donc le rôle de redistributeurs d'énergie, surtout si est pris en compte le long ruban d'eaux denses et profondes qui fonctionne à la manière d'un tapis roulant (Conveyor Belt) parcourant l'océan mondial. Ce circuit lent et puissant peut effectuer un trajet complet en un siècle ou plus.
Dans le même temps - à l'échelle géologique cette fois - s'effectuent dans le cadre de la tectonique des plaques (la dérive des continents proposée au début du XXème siècle par Wegener), de lentes migrations des fragments de blocs continentaux qui s'opèrent à la vitesse de quelques cm par an. Les dissociations et recompositions de ce puzzle géant remettent en cause les assemblages lithosphériques et du même coup la géométrie des bassins océaniques, donc la distribution des échanges de chaleur.
Ainsi, l'ouverture de l'Atlantique nord à partir du Crétacé inférieur (135-125 Ma) a permis l'océanisation du climat sur le paléocontinent européen. Dans l'hémisphère sud, le continent antarctique qui bénéficiait jusqu'au Paléocène (55 Ma) des flux méridiens de chaleur issus du Pacifique, connaît ultérieurement un refroidissement. Cette modification signe les progrès de son isolement consécutif à l'éloignement de l'Afrique, du Dekkan et de l'Australie. Quand le dernier lien avec l'Amérique du Sud vient à lâcher à son tour, vers 35 Ma (Eocène/Oligocène), la circulation océanique et atmosphérique s'organise selon un schéma essentiellement zonal : un anneau qui participe à l'installation puis au maintien du pôle du froid actuel.
Dans une perspective tridimensionnelle, il faut tenir compte des volumes montagneux qui peuvent modifier durablement et jusqu'à la haute troposphère la circulation atmosphérique. Ainsi, la surrection, à partir de la fin du Mésozoïque et au Tertiaire, de l'immense complexe montagneux qui court le long des deux Amériques explique l'ampleur des flux méridiens d'échanges entre la zone intertropicale et les hautes/moyennes latitudes. La collision entre le Dekkan et le continent asiatique, responsable de l'édification de la chaîne himalayenne à partir du Miocène (25 Ma) est à l'origine du puissant contraste saisonnier entre l'Asie continentale et l'Océan Indien. En conséquence, se met en place un vigoureux phénomène de mousson avec son cortège de pluies diluviennes et une érosion exacerbée sur les pentes fortes.

I - 2 - La diversité des moyens d'investigation

La restitution du cadre paléogéographique et de son évolution repose sur plusieurs méthodes et techniques utilisées en sciences de la Terre. Parmi elles, le recours au paléomagnétisme a été une des plus révolutionnaires. Il a permis de fixer un calendrier précis des étapes de l'expansion des fonds océaniques à partir du champ magnétique piégé dans les roches sédimentaires du plancher. Mais l'apport ne se limite pas à l'établissement d'une échelle de géochronologie. Couplé avec une approche classique de stratigraphie appliquée aux sédiments et fossiles obtenus par carottage des fonds marins, cet outil délivre de précieux renseignements sur les paléoenvironnements. En outre, l'introduction des méthodes géochimiques a permis de quantifier certaines valeurs clés en paléoclimatologie, comme les températures. Un des exemples les plus significatifs est fourni par l'étude des variations du rapport isotopique de l'oxygène 18o/16o à partir de l'analyse des coquillages marins (foraminifères). La composition isotopique reflète les conditions de vie de ces animaux et autorise l'estimation de paléotempératures à 1 ou 2° près.
Sur les continents, l'approche naturaliste garde son intérêt. La signature que procurent, dans une approche statigraphique, les faciès sédimentaires et leurs successions, permet de remonter aux processus d'érosion du passé et de replacer les paléopaysages dans leur contexte climatique. Parmi les archives naturelles les plus couramment utilisées, figurent les témoignages que fournissent les débris végétaux et pollens ainsi que les paléofaunes dans leurs manteaux d'altérites hérités et aux paléosols, car ils appartiennent parfois à des générations fort anciennes qui ont conservé leur zonalité d'origine. Un des exemples les plus emblématiques est celui de la grande famille des latérites (l.s.) où les cuirasses ferrugineuses du climat tropical à saisons alternées, font place à des latosols rouges de climats tropicaux humides et aux bauxites signalant un climat subtropical plus humide. Les modelés et les formes de relief hérités ont une durée de vie encore plus longue mais sont plus difficiles à relier à d'anciens climats. Il reste que de très anciennes glaciations, comme celles du Paléozoïque, ont laissé des traces étonnamment fraîches ; c'est le cas du Sahara central (Atakor), où existe un véritable musée de formes façonnées par la glace. Les anciennes lignes de rivages - formes littorales ou simples limites de transgressions sédimentaires - présentent un intérêt tout particulier. Elles offrent, en effet, la possibilité de repérer les variations du niveau de l'océan mondial à diverses époques, variations qui sont étroitement liées aux changements du climat à l'échelle du globe.

I - 3 - Paléogéographie et paléoclimats antéquaternaires

Les évènements majeurs qui jalonnent l'histoire du climat au cours des 650 derniers Ma constituent un film dont il manque beaucoup de séquences. Malgré ces lacunes nombreuses pour les périodes les plus anciennes, apparaît un fil directeur : tout changement majeur du climat s'inscrit dans une combinaison de facteurs qui interfèrent entre eux : par exemple les fluctuations de l'énergie solaire incidente, l'effet de serre...Mais ici, à l'échelle géologique, il faut mettre l'accent sur les facteurs qui éclairent les étapes majeures des changements climatiques. Il s'agit du déplacement relatif (par rapport aux pôles) des plaques litosphériques qui commande la migration des zones climatiques. L'activité tectonique du globe, responsable des modifications de la géométrie des bassins océaniques, fournit un repère précieux : celui du niveau général des mers sur lequel peuvent se caler les grandes transformations climatiques.
Parmi les vestiges les mieux répertoriés du Paléozoïque, figurent ceux de l'Ordovicien moyen (environ 450 Ma) : des lambeaux d'origine morainique qui permettent d'identifier une ample glaciation sur un hypercontinent de l'hémisphère sud. Les formations détritiques du Dévonien - les "Vieux Grès Rouges" - qui couvrent des superficies considérables du Canada à l'Ecosse, évoquent des milieux secs. Mais ces paléodéserts ne sont peut-être que des "déserts biologiques" avant la colonisation des terres par les végétaux supérieurs. En tout cas, les vestiges de grandes fougères d'âge carbonifère qui s'observent dans le bassin houiller franco-belge ainsi qu'en Amérique du Nord et en Asie du Nord-Est, sont les témoins d'un climat tropical humide. Comme, au cours de la même période (300-280 Ma), existait un grand glacier régional installé sur un hypercontinent, la Pangée, et qui a laissé en divers points de l'hémisphère sud des traces de moraines consolidées, "les tillites", la logique de distribution de ces témoins ne peut se comprendre qu'avec la dissociation de l'ancienne plaque dite du "Gondwana" dont les fragments partaient à la dérive. Ce dispositif initial d'ensemble permet d'esquisser une zonalité des climats au Carbonifère supérieur.
Avec le Mésozoïque, les déserts n'ont pas disparu, comme en témoignent les "Nouveaux Grès Rouges" du Trias qu'on rencontre en Lorraine et en Allemagne ou encore les grès jurassiques qui s'étirent de l'Amérique du Sud à l'Australie. Les températures de l'océan mondial remontent, à en juger par les colonies de coraux retrouvées dans les assises jurassiques et qui exigeaient pour leur formation des températures de 25-26°C.
Au Crétacé supérieur (95-65 Ma), avec l'ouverture de l'Atlantique nord et la dislocation des mégaplaques, les océans de l'hémisphère nord communiquent largement entre eux grâce à l'absence de l'isthme central américain et à une paléoméditerranée ouverte vers l'ouest et vers l'est. Le continent antarctique commence à se positionner sur la calotte polaire australe, mais cette dernière continue de bénéficier de l'afflux méridien de chaleur en provenance de la zone intertropicale. Globalement au Crétacé, le climat est sensiblement plus chaud que l'actuel sur l'ensemble de la planète (autour de 20°C) avec des écarts méridiens de températures beaucoup moins prononcés que maintenant. Cette égalisation tient à l'océanisation du climat liée à une élévation générale du niveau marin (plusieurs dizaines de mètres, peut-être 200m). A cette époque, l'absence de glaciers et la dilatation thermique des océans expliquent l'importance des transgressions sous forme de mers épicontinentales. Avec une telle extension des surfaces marines aux températures élevées (près de 26°C dans le golfe du Mexique et sur la paléoméditerranée) l'évaporation est active et dans une atmosphère riche en vapeur d'eau et en gaz carbonique, l'effet de serre se développent au maximum.
En dépit de l'épisode brutal de refroidissement qui marque le passage du Crétacé au Tertiaire, vers 65 Ma, et constitue pour beaucoup une "catastrophe écologique", avec la disparition brutal d'espèces vivantes terrestres et marines (Dinosaures, ammonites...), l'océan mondial retrouve au début du Tertiaire des températures assez élevées dans l'ensemble : des eaux de surface d'environ 23°C aux basses latitudes et 17°C aux hautes latitudes. Les climats tropicaux humides règnent alors jusque vers 40° Nord. Mais une détérioration du climat commence à se dessiner dès le Paléocène. Elle est surtout marquée en Europe de l'Ouest et dans les hautes latitudes où disparaissent les climats subtropicaux. Quelques glaciers se forment sur le continent antarctique. Cette baisse des températures, loin d'être graduelle, est ponctuée de chutes brutales comme celle qui se produit à la limite Eocène-Oligocène, vers 37 Ma. En moins de 100 000 ans, la température des eaux profondes océaniques perd 5°C. Avec son isolement croissant, le continent antarctique se refroidit en alimentant des eaux de profondeur qui remontent le long des côtes occidentales des continents où naissent des déserts côtiers (Chili, Pérou, SW africain, Mauritanie, Maroc). Quant au Sahara, déjà esquissé à l'époque, il se développera ultérieurement. D'autres étendues désertiques en position d'abri, ont une origine qui s'explique par l'édification d'une barrière montagneuse. C'est le cas de l'Asie centrale.
A partir du Miocène le refroidissement d'ensemble se poursuit, mais comporte des oscillations et des oppositions entre fuseaux méridiens, ce qui rend hasardeuse une généralisation à l'échelle du globe. Toutefois, le net infléchissement du climat vers le froid qui se marque vers 17 à 16 Ma (Miocène moyen) semble assez général et s'accompagne de l'installation d'une calotte glaciaire sur le continent antarctique. La ponction en eau exercée par la croissance des glaciers se traduit par un abaissement du niveau marin. Dès lors, les hautes latitudes australes (glacier et océan bordier) subissent des températures très basses, tandis que la ceinture intertropicale, tout en se rétrécissant et en migrant vers le nord, demeure chaude. Au Miocène supérieur l'inlandsis antarctique prend des proportions voisines de celles de l'actuel. L'hémisphère austral est donc dominé par le contraste énorme qui oppose la zone intertropicale et la coupole d'air glacé qui coiffe le glacier régional en faisant du pôle du froid un élément essentiel du système climatique du globe. Rien de tel dans l'hémisphère boréal où l'océan arctique est encore tempéré en l'absence de calotte glaciaire sur le pourtour.
Un timide rééquilibrage entre les deux hémisphères n'interviendra que bien plus tard, au bout de plusieurs millions d'années de refroidissement accompagnées de phases d'assèchement. La tendance générale du niveau marin est à la baisse, mais les repères dans ce domaine n'ont pas tous la même valeur : témoin l'assèchement partiel de la Méditerranée au cours du Messinien (limite Miocène/Pliocène, vers 6 Ma) consécutif à l'isolement de la mer par des mouvements tectoniques. Les quelques glaciers locaux des bordures de l'Océan Arctique présents dès le Pliocène inférieur (vers 5 Ma), ne prennent vraiment de l'importance qu'à partir de 3 Ma, sous forme d'inlandsis et d'ice-caps. Du même coup, les hautes latitudes de l'hémisphère nord retrouvent un rôle majeur d'équilibre, dans le fonctionnement du système climatique, place qu'elles conserveront tout au long du Quaternaire.
De cette analyse des changements climatiques menée au pas de temps géologique, il ressort que les principaux facteurs - configuration des terres, géométrie des bassins océaniques liée à l'activité tectonique, niveau général des mers, échanges atmosphériques et courants océaniques...- sont étroitement imbriqués. A travers les étapes majeures de l'histoire du climat, se dessinent très schématiquement deux modes de fonctionnement du système climatique planétaire qui alternent à plusieurs reprises :
- l'un plutôt chaud et humide, associé à une phase de dissociation des plaques, d'extension des aires océaniques favorable aux échanges d'énergie et à l'égalisation des températures ;
- l'autre plus froid, plus sec et plus contrasté issu d'un regroupement dans de vastes unités continentales.
Ce schéma proposé par Tardy et Roquin peut fournir un fil directeur pour éclairer les changements majeurs du climat, oscillant entre deux états d'équilibre dynamique. Mais à l'intérieur de ces grandes oscillations s'inscrivent des fluctuations plus petites, à périodicité plus courte, qu'une étude plus fine peut faire apparaître dans le cadre du Quaternaire.

II - Phases glaciaires et interglaciaires : les variations rythmées du Quaternaire

Au cours des 3 derniers millions d'années s'opèrent dans le climat de profonds changements que traduisent, entre autres, les transformations de la faune et de la flore. Les oscillations qui apparaissent prennent surtout une ampleur considérable à partir de -900 000 ans. Désormais l'analyse doit porter sur des pas de temps plus courts, de l'ordre de la dizaine de milliers d'années, ou du millier d'années, avec un rythme d'alternances répétées de périodes glaciaires et interglaciaires.

II - 1 - Les méthodes d'enregistrement des paléoclimats quaternaires

Certaines méthodes ne sont pas fondamentalement différentes de celles employées pour les époques géologiques plus anciennes. C'est le cas, pour les continents, de celles qui font appel, sur le plan chronostratigraphique aux végétaux et faunes fossiles, aux paléosols, à la sédimentologie (fluviale, lacustre, littorale ou éolienne) et à la géomorphologie. Ainsi, en Europe et en Amérique du Nord, ont pu être reconstituées les étapes successives de stationnement des glaciers au cours des deux dernières grandes glaciations, grâce à un patient travail portant sur les formes et les sédiments des accumulations morainiques et des complexes fluvio-glaciaires. Mais cette approche a ses limites : beaucoup de hiatus demeurent et les corrélations entre témoins sont difficiles. Des progrès décisifs ont été obtenus quand la chronologie relative a pu être calée sur des datations en âge absolu. Cette géochronologie repose sur l'application des principes de la radioactivité aux constituants chimiques des marqueurs : par exemple la technique du radiocarbone (rapport 13C/14C) pour les vestiges organiques de moins de 40 000 ans. Sur les carbonates continentaux, le couple Uranium/Thorium (U/Th) permet d'atteindre des âges de près de 200 000 ans. Ces techniques s'appliquent également aux sédiments abandonnés le long des paléorivages, précieux indicateurs du niveau général des mers. Concernant les océans, des progrès considérables ont été réalisés depuis un demi-siècle. Sur le plancher océanique, les repères sont obtenus à partir des variations du champ magnétique. Quant aux eaux marines, leur étude a été renouvelée grâce à l'utilisation de méthodes géochimiques. Appliquées aux tests calcaires des coquillages, elles permettent de calculer les rapports isotopiques 18O/16O et de restituer les paléotempératures. De son côté, le rapport 13C/12C permet d'accéder à la composition du CO2 dissous dans l'eau de mer. Conjuguées, les deux valeurs donnent une bonne image des anciens milieux océaniques.
L'un des progrès les plus substantiels dans la connaissance des climats du passé quaternaire réside dans l'établissement de véritables "calendriers" bâtis à partir de forçages effectués dans la glace des inlandsis. Au-delà des jalons que constituent les lits enrichis en poussières (témoins de périodes froides à végétation réduite) et les cendres volcaniques dûment datées, le double apport à mettre au crédit des méthodes géochimiques est essentiel :
1/ Appliqué aux couches de glace, le calcul des rapports de masse entre les isotopes de l'oxygène 18O/16O permet de restituer les paléotempératures.
2/ Par le biais de l'analyse des bulles d'air emprisonnées dans la glace, sont mises en évidence les variations de la composition de l'atmosphère dans le passé, notamment la teneur en gaz à effet de serre (CO2, CH4). Les inlandsis - Antarctique et Groenland - se comportent donc comme de remarquables enregistreurs et fournissent d'authentiques "archives glaciaires" qui nous renseignent sur l'évolution du climat au cours des 500 000 dernières années. Ainsi, c'est toute la mémoire des climats qui se trouve conservée dans les glaces polaires grâce à un stockage de la glace sur plusieurs km d'épaisseur. En raison de la faible mobilité de la glace et des taux très réduits d'accumulation neigeuse dus à la sécheresse du climat, l'inlandsis livre dans sa partie centrale des séquences très longues et peu perturbées. Ainsi en Antarctique, le dernier forage de Vostok (1998), profond de plus de 3600 m permet de remonter à 420 000 ans. Sur les couches les plus minces et plus stables du dôme "Concordia", où le forage est en cours, la carotte qui atteint 2850 m en 2002 devrait autoriser des reconstitutions d'âges encore plus reculés : une séquence continue de 530 000 ans. Déjà 5 cycles glaciaire/interglaciaire ont été mis en évidence, sans que le fond rocheux soit atteint.

II - 2 - Les principales étapes

Contrairement aux systèmes géologiques antérieurs (Pliocène inclus), le découpage temporel du Quaternaire ne s'opère pas grâce aux fossiles, mais se fonde sur les variations répétées du climat. Les limites, de ce fait, sont parfois graduelles et plus floues. Longtemps, au vu des travaux effectués sur les traces des glaciers des Alpes et d'Europe du Nord, quatre puis cinq grandes périodes glaciaires ont été identifiées - Donau, Günz, Mindel, Riss, Würm - interrompues par des interglaciaires. A cette chronologie classique se substitue désormais un calendrier plus complet et plus précis distinguant 9 peut-être 10 cycles majeurs, comportant eux-même des fluctuations secondaires. Schématiquement, on peut estimer que chaque cycle comprend une longue phase de refroidissement et d'englacement d'une durée d'environ 100 000 ans, suivie par une interglaciaire plus court sur 10 000 à 15 000 ans environ. A ces phases majeures, s'ajoutent de multiples oscillations plus réduites, où apparaissent des périodes de retour de l'ordre de 40 000 et de 20 000 ans. Le mode froid est en même temps sec, car l'importante masse d'eau stockée sous forme de glace sur les continents, entraîne une baisse importante du niveau marin et un cycle de l'eau réduit faute de vastes surfaces à évaporer. Aux phases froides des hautes et moyennes latitudes marquées au sein des continents par d'abondants dépôts de loess, correspondent, en milieu tropical, des périodes sèches et une avancée des zones désertiques. Il y a 18 000 ans BP, le Sahara s'avançait 400 km plus au sud qu'aujourd'hui. L'interglaciaire qui suit traduit un mode plus chaud et plus humide du climat, plus ou moins semblable à l'actuel. Outre le réchauffement, il s'accompagne de deux signatures non-équivoques : le recul des glaciers des hautes et moyennes latitudes et la remontée générale du niveau marin. Les échanges d'énergie dans l'océan et l'atmosphère se développent, favorisant l'expansion des milieux tropicaux humides aux détriments des déserts qui se replient.
Chronologiquement, l'épisode froid et sec bien connu vers - 2,5-2,4 Ma, peut servir de limite entre le Pliocène et le Quaternaire froid, dénommé Pléistocène qui inaugure le cortège des phases glaciaires et interglaciaires.
Entre -130 000 et -115 000 ans, donc sur une durée d'environ 15 000 ans, se place un interglaciaire bien étudié, dénommé Eémien assez semblable à celui dans lequel nous vivons. Une différence cependant : il était moins stable qu'on ne l'imaginait et a connu des épisodes froids, brefs mais intenses. Il reste que globalement les espèces végétales tendent à migrer vers le nord sur les continents de l'hémisphère boréal. Parallèlement, en milieu marin, les eaux tièdes de surface s'épanchent dans la même direction.
La dernière grande période glaciaire, la mieux documentée, dure un peu plus de 100 000 ans (de -115 000 à -10 000). Connue sous des dénominations diverses - Würmien dans les Alpes, Weichselien en Europe du Nord, Wisconsinien en Amérique du Nord - elle atteint son maximum de rigueur entre - 24 000 et -15 000 si l'ion se réfère aux faunes et aux flores, entre -21 000 et -17 000 si l'on considère l'extension des glaciers. En tout cas, vers -8000, les principales calottes glaciaires de l'hémisphère nord ont disparu à l'exception du Groenland. La période en question n'a pas été uniformément froide : elle compte de multiples oscillations d'une durée de l'ordre du millénaire, faisant alterner les "stadiaires" au climat rigoureux et les "interstadiaires" simplement frais. Les études fines ont montré qu'à chaque fois la croissance des glaciers aboutissait finalement à une décharge massive d'icebergs issus des bordures des inlandsis ; ce qui avait pour effet de refroidir les eaux océaniques de surface et de bloquer provisoirement la circulation profonde. Avec le radoucissement qui suivait et la "purge" des organismes glaciaires, s'opérait un rééquilibrage, prélude à un nouveau cycle. Lors du maximum glaciaire, d'énormes inlandsis couvraient une bonne part des terres des hautes et moyennes latitudes boréales : en Amérique du Nord, jusqu'au 40° parallèle. Avec l'expansion de ces glaciers régionaux, d'importantes modifications apparaissent dans la circulation atmosphérique. En Europe, les anticyclones de surface qui coiffent les glaciers alimentent de puissants flux d'est qui balaient les terres jusqu'à la latitude de la Méditerranée. De vigoureuses ondulations jalonnent les frontières avec le courant-jet d'ouest repoussé très au sud. En effet, en raison de l'abaissement du niveau général des mers (-100 à -120 m) et du développement de la banquise sur l'Atlantique nord (jusqu'à la latitude du Portugal en hiver), la superficie occupée par les étendues d'eau libre, siège principal de la cyclogenèse, est nettement réduite. Durant la même période, l'Asie continentale connaît en hiver des moussons très puissantes véhiculant des volumes énormes de poussières qui se déposeront sous forme de loess.
Avec le réchauffement qui se marque à partir de -17 000 -15 000, débute une déglaciation. L'augmentation des températures est très sensibles vers -13 000. Mais ce radoucissement n'est pas exempt de pulsations froides marquées par des réavancées des glaciers au cours du Tardiglaciaire. Le plus sévère de ces épisodes est celui du Dryas Récent qui a duré un millénaire (-11 000 -10 000) et a laissé des traces un peu partout en Eurasie. Les températures estivales chutent alors de 5°C au moins. Mais après cet épisode, la tendance lourde au radoucissement reprend et marque cette fois le passage au Postglaciaire, à l'Holocène. C'est alors que la grande zone forestière septentrionale reprend sa progression vers le nord, aussi bien en Europe qu'en Amérique du Nord, bien au-delà des grands lacs de barrage glaciaire. Avec l'affaiblissement des anticyclones thermiques, s'arrête le saupoudrage éolien à l'origine des manteaux de loess. Quant à l’accroissement des étendues d'eau libre consécutif à la transgression marine, il favorise les échanges méridiens d'énergie, notamment dans l'Atlantique nord qui retrouve sa place prééminente dans la circulation océanique mondiale. Certes, des pulsations froides, courtes mais brutales, continuent de se manifester. Mais la tendance générale reste à l'amélioration au moins jusqu'à l'optimum atlantique vers -7000 (néolithique) un peu plus chaud et plus humide que l'Actuel. A l'époque, le Sahara est occupé par de vastes marécages et des lacs qu'exploitent chasseurs et pêcheurs.

II - 3 - Des mécanismes complexes en interaction

Comment expliquer ce rythme cyclique d'alternances climatiques du Quaternaire ? Il est légitime de s'interroger d'abord sur les variations de l'énergie solaire à sa source. Mais les liens avec les fluctuations climatiques ne sont pas évidents, du moins à l'échelle du Quaternaire.
Plus significatives, pour l'énergie reçue en surface au Pléistocène, sont les variations de la position de la Terre dans son orbite de déplacement autour du Soleil et dans sa rotation sur elle-même. C'est au mathématicien Milankovitch sur revient le mérite d'avoir mis en évidence les trois principaux paramètres orbitaux modulant le flux d'énergie solaire avec leur périodicité :
1/ L'excentricité de l'orbite terrestre qui, par la distance variable au Soleil, contrôle le flux d'énergie incidente. Les variations de ce paramètre s'inscrivent dans un cycle de l'ordre de 100 000 ans avec des répercussions réelles mais modestes sur les températures. Toutefois ce paramètre est un "mécanisme déclencheur" efficace s'il est replacé dans l'ensemble des facteurs.
Deux autres phénomènes cycliques interviennent, mais en contrôlant la distribution en surface du flux d'énergie solaire selon les saisons et en fonction de la latitude.
2/ C'est l'obliquité de l'axe de rotation de la Terre par rapport au plan de l'ellipse (écliptique) qui est constante au cours de l'année, mais pas à l'échelle du millénaire. Actuellement sa valeur est de 23°27', mais elle a oscillé de 2°30' entre les positions extrêmes, selon une périodicité d'environ 41 000 ans. La différence se retrouve dans les déplacements des tropiques et des cercles polaires sur près de 280 km de latitude. Lorsque l'inclinaison de l'axe de la Terre est maximale (24°30' par exemple), le cercle polaire descend en latitude (65°30') et la zone intertropicale se dilate. Aux hautes et moyennes latitudes, le flux plus important d'énergie intercepté en surface se traduit par des étés assez chauds. Par contre, les hivers sont plus rigoureux. En revanche, une diminution de l'inclinaison créé des étés plus frais et des hivers moins froids, configuration favorable au développement des calottes glaciaires.
3/ Enfin la position saisonnière de la Terre sur l'ellipse n'est pas fixe d'une année sur l'autre. Elle subit un glissement progressif, de sorte que chaque année l'équinoxe et le solstice précédent celui de l'année écoulée. Cette précession des équinoxes est cyclique (périodicité : 22 000 ans). Quand la Terre se trouve, comme aujourd'hui, au plus près du soleil en janvier, après le solstice d'hiver, les contrastes saisonniers sont réduits sur l'hémisphère nord et accentués pour l'hémisphère austral. Dans 11 000 ans ce sera l'inverse.
Globalement, la théorie de Milankovitch qui combine les variations d'énergie incidente et les fluctuations de l'énergie reçue selon les saisons est vérifiée. Cependant, ces mécanismes ne sont que des "déclencheurs". Si ce "forçage astronomique" peut rendre compte des variations rythmées du climat quaternaire, il ne saurait à lui seul expliquer l'ampleur des écarts de température entre périodes glaciaires et interglaciaires (jusqu'à 10°C) et des différences d'amplitude et de rythme entre certaines régions. Le synchronisme des signaux n'interdit pas un certain déphasage consécutif à l'inertie du système glaciers/océans/atmosphère, lui-même tributaire de la répartition des terres et des mers. Le décalage (parfois plusieurs millénaires) entre l'époque d'extension maximale des inlandsis et celles des températures les plus basses en est l'illustration. Par ailleurs, il faut faire intervenir le piégeage d'une partie de l'énergie solaire dans la traversée de l'atmosphère et inclure le rôle fondamental joué par les gaz à effet de serre, notamment la vapeur d'eau avec ses conséquences pour les températures, les précipitations et donc l'alimentation des glaciers. En phase de croissance, grâce à leur albédo très élevé, les vastes surfaces de glace et de neiges persistantes créent des conditions favorables à leur propre développement, avec leurs températures basses et des teneurs en gaz à effet de serre réduites agissant dans le sens d'un refroidissement. Il s'agit là d'un classique "mécanisme amplificateur" qui repose sur une cascade se rétroactions positives et aboutit à une accumulation répétée de neige et de glace au cours de plusieurs millénaires. Bref, à l'impulsion donnée par la faible insolation estivale s'ajoute l'effet cumulatif des processus qui relient les basses températures et les faibles concentrations de gaz à effet de serre de l'atmosphère.
A l'inverse, la déglaciation qui inaugure la période interglaciaire est marquée également par des phénomènes amplificateurs : par exemple la remontée du niveau marin issue de la fusion des glaciers et de la dilatation thermique de l'Océan, favorise à son tour le vélage des icebergs, et donc les pertes dans le bilan glaciaire. L'eau ainsi disponible pour les océans se retrouve dans les transgressions marines. Or l'accroissement des superficies d'eau libre est de nature à amplifier la teneur en gaz à effet de serre, gage d'une hausse des températures. L'équilibre entre ces deux modes de fonctionnement du système climatique est assuré par des transferts d'énergie à composante méridienne : advections atmosphériques et courants marins.
Au total, il est remarquable qu'au cours du Pléistocène des marqueurs différents (sédiments marins, paléosols, tapis végétal, glaciers, loess...) fassent apparaître des covariations nettes, dont certaines se retrouvent aux cours des temps historiques.

III - Les temps historiques

La comparaison entre l'Europe et les autres continents est difficile, faute de séries météorologiques aussi nombreuses et anciennes. Toutefois, il semble que la périodisation historique du climat européen ne puisse être systématiquement étendue au-delà de l'Atlantique nord. Le réchauffement médiéval s'observe par exemple en mer des Sargasses ; mais en Nouvelle-Zélande, le Moyen-Age est frais et une hausse des températures caractérise les XVIème à XIXème siècle. A une échelle plus fine, des évolutions différentes ont même été observées en Europe (continentale et atlantique) et dans les régions du pourtour de la Méditerranée.

III - 1 - Les séries de données météorologiques

Les stations météorologiques fixes sont apparues en Europe aux XVIIème siècle. Un premier réseau européen est constitué en 1780 et les premières cartes de vent ou de pression apparaissent à la fin du siècle. Mais en France le maillage n'est encore composé que de vingt-quatre stations au milieu du XIXème siècle (pour cent-quatr-vingt-quatre aujourd'hui). Les équipements ne sont pas normalisés et ils vont évoluer avec les techniques. La création de l'Organisation météorologique internationale en 1873, devenue Office météorologique mondial en 1950 va contraindre à la standardisation des mesures. Les séries comparables sont donc courtes au regard de bon nombre de cycles climatiques connus.
Pour remonter en deçà des enregistrements météorologiques on utilise des sources indirectes : des bio-marqueurs, des documents écrits (chroniques paroissiales, dates du calendrier agricole), des peintures, des gravures, etc. depuis l'antiquité. Mais les traces sont spatialisées (échelle de la parcelle qui peut se différencier de l'ensemble local) et territorialisées (rôle des acteurs sur les forêts, les champs). De plus, les marqueurs biologiques ne répondent au changement climatique qu'avec un décalage, fonction de leur mobilité propre, de leur mode de reproduction, etc. Enfin, seule la succession de toutes les saisons météorologiques permet de définir un climat. Or, les informations les plus fréquentes portent seulement sur l'été et l'hiver. Bien souvent, dans les archives, plus que l'aléa, c'est le risque qui est mentionné, or ce dernier est sociétal. Et sur un même lieu, les sociétés ont changé et donc leur vulnérabilité. Beaucoup d'indices localisés concordants sont donc nécessaires pour approcher une ambiance climatique dépassant l'échelle locale.

III - 2 - Des variabilités emboitées

La reconstitution d'une succession d'ambiances climatiques suppose de mettre en évidence les effets thermiques et pluviométriques de chacune des causes de changement. Or, au pas de temps historique, les facteurs de variabilité sont encore multiples.
L'émission solaire n'est pas constante. Elle varie en fonction des taches solaires ; plus elles sont nombreuses et plus l'émission augmente. La reconstitution des variations de l'activité solaire est rendue possible par l'analyse de la composition isotopique du carbone des cernes annuels d'arbres. Des cycles de onze ans apparaissent nettement. Des périodicités plus longues de 200-300 ans sont également observées. A partir des observations à la lunette astronomique, les taches solaires sont inexistantes de 1600 à 1710 (minimum de Maunder) ce qui contraste avec leur nombre important au XXème siècle. Même si le lien avec la circulation atmosphérique n'est pas clairement établi, leur présence/absence correspond à des périodes de températures fortement contrastées.
Au pas de temps pluridécennal, la circulation atmosphérique aux latitudes moyennes connaît des périodicités appelées oscillation nord-atlantique (ONA), bien corrélées avec les variabilités du champ de pression arctique. Normalement, un gradient de pression de l'ordre de 20 hPa s'établit entre les latitudes subtropicales de l'anticyclone des Açores et la latitude de la dépression d'Islande engendrant un flux d'ouest à basse et haute altitudes. Plus le gradient de pression est fort et plus la circulation d'ouest affecte l'Europe. Au contraire lorsque la circulation se ralentit suite au maintien de hautes pressions continentales sur le continent par exemple, les circulations méridiennes deviennent majoritaires en saison froide. Des alternances de périodes à faible indice de circulation zonale 1870-1900, 1930-1980 alternent avec des périodes à fort indice zonal 1900-1930, depuis 1980. Les caractéristiques thermiques des hivers (doux et venteux ou très froids) et la latitude où la pluviométrie est la plus abondante s'en trouvent modifiées.
Enfin, la composition chimique de l'atmosphère et sa teneur en aérosol peut modifier le bilan thermique de la planète. Ainsi les éruptions volcaniques ont pu constituer des masques à rayonnement atteignant le sol pendant plusieurs mois, voire plusieurs années, selon l'altitude des projections de SO2 et de poussières. En 1450 av J-C, l'éruption volcanique de Santorin en mer Égée va mettre en suspension de telles quantités de poussières que durant l'été qui suit en Europe et au Proche-Orient, le ciel reste voilé et la température baisse d'environ 0,5°C.

III - 3 - Des variations thermiques de faible ampleur

A l'Atlantique, vers 5000-6000 BP les températures d'été sont de 2°C plus élevées qu'au XXème siècle et de 1°C en hiver : c'est l'optimum climatique. La pluviométrie est de 10 % supérieure à l'actuelle, ce qui permet le grand développement des chênaies mixtes. La yeuse pousse en Norvège tout comme le noisetier. Au cours du néolithique, l'agriculture se répand en Europe. La transgression flandrienne oblige des populations occupant le Dogger bank à migrer vers le sud et l'est. Malgré une pluviométrie qui diminue ensuite, à l'Age des métaux, des conditions clémentes permettent la croissance des arbres en Cornouaille, l'agriculture en Angleterre jusque vers 400 m d'altitude.
Mais vers 3000 BP, l'aridité progresse en Méditerranée : plusieurs famines marquent l'Egypte en 2180 et 1950 avant J-C par suite de bas niveaux du Nil. Des cités lacustres sont abandonnées en Suisse. Le froid s'intensifie et les glaciers du Tyrol descendent dans les vallées jusqu'à des altitudes qu'ils ne retrouveront qu'en 1850. Des migrations s'opèrent : les Erusques arrivent en Italie, les Doriens en Grèce. La période de l'antiquité gréco-romaine est marquée en Europe du Nord par des conditions assez peu clémentes mais qui vont de pair avec une pluviométrie plus abondante sur le pourtour méditerranéen malgré des hivers froids. Pline décrit par exemple en 300 avant J-C le Tibre gelé à Rome.
Un siècle plus tard, une amélioration permet des expéditions vers l'Europe du Nord dont Strabon décrit les tempêtes de 114 et 120 avant J-C. La vigne est introduite en France. Le réchauffement va conduire à une hausse du niveau marin de près d'1 m. La Flandre est submergée vers 250 après J-C.
Mais à nouveau, les pâturages d'Asie s'assèchent progressivement poussant vers l'ouest des hordes de nomades. C'est le temps des barbares. Plusieurs sites d'agriculteurs septentrionaux sont abandonnés (dans le nord des îles britanniques par exemple). Entre 542 et 565 des épidémies font mourir la moitié de la population européenne déjà très affaiblie. Le froid s'installe puisqu'au cours de l'hiver 763-764, le détroit des Dardanelles est pris en glace et qu'en 859-860 la lagune de Venise est gelée plusieurs semaines.
Le réchauffement médiéval débute après le règle de Charlemagne. Il s'étend du IXème au XIIème siècle. Plusieurs indicateurs permettent de caractériser cette période de "douceur". Les isotopes de l'oxygène des glaces du Groenland témoignent d'un réchauffement entre 900 et 1100. Les routes maritimes Norvège-Islande-Groenland sont aisément navigables, puisque les proscrits d'Eric le Rouge s'installent sur la côte Ouest de ce "pays vert" en 981. Des cultures céréalières y sont attestées jusqu'en 1250. La vigne est cultivée alors en Ecosse jusqu'à 425 m d'altitude. Cette culture se répand partout en Angleterre. Dans le Val d'Aoste on irrigue à partir de torrents captés à des altitudes recouvertes par les moraines ensuite. Les cols alpestres sont facilement franchis par hommes et bétail depuis le Valais vers le versant italien des Alpes où s'installent des populations germaniques. Le niveau de la mer est haut et Bruges est un grand port. L'optimum semble se situer entre 1150 et 1250. Les températures observées auraient été de 0,5°C à 1°C supérieures à celles de la première moitié du XXème siècle.
La détérioration commence au XIIIème siècle au nord de l'Europe et au XIVème siècle au sud. Elle débute par une forte variabilité interannuelle. Dès 1300, la saisonnalité est de plus en plus mal marquée en Angleterre. Les tempêtes deviennent fréquentes en Allemagne, au Danemark et aux Pays-Bas. Les tempêtes de 1240 puis 1362 submergent les côtes basses, font disparaître des îles (Heligoland), détruisent des ports. Les étés sont frais et pluvieux (1313, 1314, 1317, 1321, 1349) ce qui conduit à l'abandon de cultures céréalières en Scandinavie, à l'abandon de villages entiers, a des famines en Europe. Les hivers sont de plus en plus rudes puisque la mer du Nord est prise en glace entre Norvège et Danemark, que la route Scandinavie-Groenland ne permet plus au dernier évêque nommé en 1492 d'atteindre son diocèse insulaire.
Le Petit Age de glace s'étend du XVème siècle jusqu'au XIXème siècle. Il est marqué par un refroidissement net de 1,5° en été en Suisse et par une pluviométrie soutenue. En montagne, les glaciers avancent vers les vallées comme le glacier d'Argentière où les glaciers blanc et noir dont la moraine va réduire de moitié le pré de Madame Carle, concédé à son époux président du parlement du Dauphiné par Louis XII en 1505. La limite supérieure de l'arbre en montagne réagit au refroidissement de la saison végétative. La banquise annuelle atteint les îles Féroé. Le Roy Ladurie note que 1816 est l'année des vendanges les plus tardives en France. Dans son ode sur la prise de Namur, Boileau décrit les froids torrents de décembre qui ont noyé partout les champs, les récoltes si mauvaises que le Conseil royal pour éviter les émeutes, fait construire dans la cour du Louvre à Paris des fours pour cuire un pain vendu 2 sous la livre. L'année suivante la mortalité en France frappe plus d'un sixième de la population. En 1709, Saint Simon écrit que l'hiver est si rude que les "liqueurs cassent" dans les bouteilles déposées dans les armoires près des cheminées à Versailles. Il fait -10°C à Paris en mars. En Europe, le froid semble avoir connu deux maxima, l'un au XVIIème siècle sous le règne du Roi Soleil et l'autre au début du XIXème siècle - remarquons qu'en Amérique du Nord, le second est plus marqué que le premier.
Certains glaciers alpins reculent dès 1820. Mais les étés restent très maussades en Europe du nord d'où les grandes famines d'Irlande de 1846 à 1851. A partir de 1880, le climat se réchauffe partout.


IV - Le réchauffement contemporain

Souvent employés l'un pour l'autre "effet de serre" et "réchauffement climatique" ne sont pas deux expressions synonymes. L'effet de serre définit un phénomène radiatif et le réchauffement planétaire se réfère à une augmentation des températures de l'atmosphère terrestre.

IV - 1 - L'indiscutable réchauffement du XXème siècle

Au premier abord, on pourrait croire que l'interprétation des études statistiques effectuées sur des séries de températures mesurées dans les stations météorologiques ne présente aucune ambiguïté. Pourtant l'estimation de la tendance est rendue difficile par les performances sans cesse améliorées de l'instrumentation, par le déplacement des stations de mesure, par l'urbanisation qui modifie les caractères locaux du climat, par l'éventuelle prise en compte de la fin du Petit Age de Glace dans les séries les plus longues et par les variabilités à pas de temps pluridécennal comme l'Oscillation Nord-Atlantique qui modifient les moyennes annuelles selon la rigueur de l'hiver (hivers froids des années cinquante et hivers doux des années 1990).
Malgré ces difficultés, des méthodes statistiques d'homogénéisation des données mettent en évidence une hausse des températures de l'ensemble de la planète depuis un siècle. Elle est estimée à 0,6°C. Cette augmentation est régulière dans l'hémisphère austral et n'apparaît dans l'hémisphère boréal qu'à partir des années 1920. La décennie 1990-1999 fut la plus chaude depuis le début de la période dotée d'instruments de mesure et peut-être la plus chaude depuis l'optimum médiéval.
En France, les soixante-dix stations principales montrent une hausse rapide depuis 1980. Le réchauffement est particulièrement net pour les températures minimales. Il est supérieur à 1°C dans tout l'ouest et le nord, avec même plus de 1,2°C sur les littoraux de la Manche et de l'Atlantique alors que dans les régions allant des Vosges aux Alpes il n'est que de 0,8°C à 1°C. Les températures maximales ont moins augmenté sauf au Pays basque et dans les Alpes du nord. En Picardie et dans le Nord, elles sont constantes. Cette opposition entre les régions continentales et maritimes ne peut s'expliquer que par un accroissement de nébulosité qui amplifie l'effet de serre naturel nocturne.

IV - 2 - La relation de cause à effet entre réchauffement et émissions anthropiques de gaz à effet de serre

Les activités humaines, en particulier depuis la révolution industrielle du XIXème siècle, ont modifié la composition chimique de l'atmosphère : augmentation du dioxyde de carbone, augmentation du méthane, destruction de l'ozone stratosphérique par les ChloroFuoroCarbone (CFC).
Comme par ailleurs, à l'échelle des glaciaires/interglaciaires, les carottes de glace ont montré une relation directe entre les fluctuations des teneurs en gaz à effet de serre et les fluctuations des températures, le lien entre le réchauffement actuel et l'augmentation des gaz à effet de serre a été admis dès 1985 dans une conférence internationale de l'OMM (Office météorologique mondial). Elle a conduit à la création de l'IPCC (Panel Intergouvernemental sur le Changement Climatique), en français GIECC (Groupe Intergouvernemental d’Étude du Changement Climatique) qui réunit des spécialistes du climat.
A partir d'un travail effectué sur l'évolution des températures depuis 1960, le GIECC estime que les causes naturelles ne peuvent à elles seules expliquer la hausse de température. Le troisième rapport (2001) considère donc que "le réchauffement du XXème siècle est sans équivalent depuis 10 000 ans et que la hausse de la température jusqu'à la seconde guerre mondiale était principalement d'origine naturelle mais que depuis 1976 elle ne peut s'expliquer que par l'effet de serre additionnel d'origine anthropique".
La période actuelle est incontestablement marquée par un réchauffement qui devrait se confirmer dans les cinquante années à venir. Pourtant, le réchauffement récent n'excède pas pour l'instant la variabilité naturelle de l'interglaciaire holocène : 2°C de plus ou 1°C de moins. Il s'agit de nuances d'un même climat. L'origine de la hausse contemporaine de température est donc encore discutée, d'autant que les teneurs en gaz à effet de serre sont restées constantes de l'an Mil jusqu'au milieu du XIXème siècle, durant l'optimum médiéval aussi bien que le Petit Age de glace.

IV - 3 - Les modèles et les scénarios du futur

Le rapport d'évaluation de l'IPCC (2001) en arrive aussi à la conclusion que "les effets de l'activité d'origine anthropique vont continuer à changer la composition de l'atmosphère tout au long du XXIème siècle". Au début du XXIIème siècle, la teneur atmosphérique en CO2 devrait doubler par rapport à la référence pré-industrielle de 1750. Des scénarios sont donc nécessaires pour prévoir l'évolution du climat, envisager les conséquences environnementales du changement et se prémunir des conséquences négatives éventuelles.
Les modèles physiques prévisionnels de changements climatique s'inspirent des modèles météorologiques de prévision du temps. L'ordinateur traite les informations transmises par les stations au sol et en altitude par les satellites et leur applique les lois de la thermo-dynamique. Le maillage des informations retenues pour définir le stade initial est d'autant plus lâche que l'on s'éloigne de la région pour laquelle la prévision est établie. Le calcul fournit un état probable de l'atmosphère quelques heures plus tard pour la région donnée.
Si la prévision doit se faire pour l'ensemble de la planète et pour un avenir plus lointain, le nombre de données à prendre en compte est gigantesque, le calcul devient extrêmement lent et coûteux. Les physiciens ont donc construit artificiellement des maquettes théoriques du système planétaire et de son fonctionnement. Depuis la génération des gros ordinateurs, des "modèles" fournissent des scénarios d'évolution du climat planétaire sous différentes contraintes. Comme la vapeur d'eau est la plus grande responsable de l'effet de serre mais qu'elle n'est pas d'origine anthropique et qu'au second rang, se place le dioxyde de carbone, dont une partie provient des activité humaine, il n'est pas surprenant que les modèles simulent les effets de son doublement dans l'atmosphère. Les modèles de fonctionnement du système planétaire sont donc imparfaits (rôle de la vapeur d'eau, des nuages, de la biosphère et du CO2 de l'océan, mal pris en compte) et leur maille est grossière (40 000 km² les plus souvent, soit 200 x 200 kilomètres, 3600 km² au mieux, soit 60 x 60 kilomètres°. Mais ils proposent des scénarios futurs.
Les estimations les plus optimistes du quatrième rapport d'évaluation du GIEC tablent sur une fourchette d'augmentation d'ici à 2100 allant de 1,8°C à 4°C par rapport à 1990, prévision à la hausse par rapport à 1995 (1 à 3,5°C) et à la baisse par rapport à 2001 (1,4 à 4,8°C). Le réchauffement planétaire ne se fera pas de façon uniforme à la surface du globe. Il devrait être plus important aux hautes latitudes qu'aux basses latitudes et plus marqué dans l'hémisphère nord que dans l'hémisphère sud. En effet, le réchauffement des surfaces continentales, si elles sont non englacées, sera plus élevée que celui des océans. Ainsi, la hausse thermique des régions septentrionales de l'Amérique du Nord et de l'Asie centrale excèdera de 40 % le réchauffement global, ce qui impliquera une fonte importante de l'eau prise en glace dans les sols, les glaciers, la banquise. Peu de changements sont attendus en Antarctique. Par contre dans la zone intertropicale, le réchauffement sera plus faible que la moyenne en particulier dans le sud et le sud-est de l'Asie en été et le sud de l'Amérique du Sud en hiver. Plusieurs modèles envisagent que le Pacifique tropical se rapproche des configurations de type El Nino, grâce à un réchauffement plus important du Pacifique oriental que du Pacifique occidental. Le réchauffement de l'océan intertropical devrait également favoriser une extension des espaces balayés par les cyclones.
Les modèles sont moins unanimes sur les conséquences pluviométriques parce que les paramètres du cycle atmosphérique de l'eau (évaporation, advection, condensation, précipitation) font intervenir des mécanismes complexes d'échelles variées. En principe, l'intensité du cycle hydrologique global pourrait augmenter de 2 à 3 % au bénéfice des régions de très basses et hautes latitudes. Les moyennes latitudes, en particulier le bassin méditerranéen, pourrait connaître au contraire une diminution des précipitations d'été non compensée par une augmentation des précipitations de saison froide.
Pour la France, les modèles prévoient, d'ici le milieu du XXIème siècle, une hausse des températures de 0,1° à 0,2°C par décade (la plus faible du continent en raison du rôle de l'océan), une raréfaction des vagues de froid en hiver, une fréquence accrue des vagues de chaleur estivale. Les conséquences les plus importantes concernent la surélévation attendue du niveau de la mer entre 0,13 et 0,68 m, la baisse de l'enneigement en dessous de 2000 m dans les Alpes mais son augmentation substantielle au-dessus, ce qui favoriserait les avalanches. Quant à l'aggravation du déficit pluviométrique de saison chaude, elle concerne surtout les régions méridionales. Les aléas extrêmes (pluies de forte intensité, tempête) pourraient augmenter sur l'ensemble du territoire. Mais de nombreuses incertitudes demeurent principalement aux échelles régionale et locale.
Le constat de l'action "nouvelle" des sociétés humaines sur l'évolution du climat planétaire engendre beaucoup d'inquiétudes. L'histoire du climat enseigne pourtant que les réchauffements du passé ont toujours été perçus de façon positive d'où leur qualificatif d'optimum. Il faut donc raison garder et ne pas sombrer dans le catastrophisme. Au nom du principe de précaution, les conséquences du réchauffement climatique annoncé par les modèles doivent être envisagées par les acteurs de l'environnement et de l'aménagement. Mais en aucun cas, au nom du réchauffement attendu, les pays riches ne peuvent se permettre de remettre en cause la possibilité d'accès au développement des plus pauvres.

IV - 4 - La priorité à la lutte contre les émissions de gaz à effet de serre

En ce début du XXIème siècle, le paradigme communément admis est que le réchauffement climatique contemporain implique :
- d'une part, une "lutte" en vue de l'atténuation de l'amplitude du réchauffement pouvant être obtenue par une "intervention anthropique pour réduire les sources ou augmenter les puits de gaz à effet de serre" (IPCC). Théoriquement, une réduction immédiate et importante des gaz à effet de serre permettrait "d'éviter les répercussions graves voire irréversibles du réchauffement (au-delà de +3°C)". Or, compte tenu de la durée de vie de ces gaz atmosphériques et des réactions différées des éléments du système planétaire, le réchauffement est inéluctable sur le "siècle à venir". Ce "combat" s'exerce depuis deux décennies à toutes les échelles depuis celle du Protocole de Kyoto, qui se veut planétaire, jusqu'à celle des communes qui élaborent des plans Climat-Energie.
- d'autre part, un effet d'adaptation c'est à dire un ajustement au nouveau climat dans chaque territoire impliquant des pratiques, afin d'atténuer les effets néfastes et d'exploiter les effets bénéfiques. Toute l'Histoire, montre que les adaptations ne sont pertinentes qu'à l'échelle fine, en accord avec tous les acteurs, dans un contexte technique, économique et démographique donné, ce qui impose leur réversibilité sur les moyen et long termes. La mise en pratique de politique d'adaptation locale aux conséquences du changement climatique est très en retard en France, si l'on compare avec les Pays-Bas ou la Grande-Bretagne.
Mais, progressivement, les complémentarités entre actions d'adaptation et d'atténuation devraient émerger tout comme le fait que l'adaptation ne va pas de soi et a besoin d'accompagnement (financier, administratif, etc.).


Sources :
- "Éléments de géographie physique", Ch. Le Coeur, Collection Grand Amphi, Ed. Bréal, 1996.

- "Les climats : mécanismes, variabilités, répartition", A. Godard, Collection Cursus, Ed. Armand Collin, 2009.