3/- Les conditions climatiques à la surface du globe.

La climatologie est l'étude de l'action des phénomènes météorologiques sur les différentes parties du globe, de leurs réactions mutuelles et des différents climats.
La météorologie est l'étude scientifique des phénomènes atmosphériques. La météorologie étudie les pressions, les vents, les températures, les précipitations.
Le climat est l'ensemble des conditions atmosphériques et météorologiques propres à une région du globe (en grec klima signifie "inclinaison").
L'étude des climats de la Terre passe par la connaissance des données climatiques, des mécanismes élémentaires des déplacements verticaux et latéraux de l'atmosphère, de la dynamique générale de l'atmosphère et de la circulation océanique.

3-1/- Les données climatiques : les températures de surface.
(utilisez les atlas pour observer un peu plus précisément la répartition sur la planète et aux différentes saisons des températures, précipitations, vents, pressions.....)
3-1-1/- La disparité spatiale des températures de surface.
L'importance de la température de l'air est fondamentale en géographie physique puisqu'elle conditionne tous les processus liés à la vie végétale et animale, puisqu'elle est associée à l'érosion par le biais de la destruction des roches, puisqu'elle intervient dans le régime des cours d'eau.
Je précise que l'on peut calculer 2 types de températures :
- température vraie ;
- température réduite à sa valeur au niveau de la mer ; elle est égale à la valeur mesurée moins un coefficient de 0,5 à 0,6° C pour 100 m d'altitude.
Sur les cartes climatiques figurent des lignes d'égales températures qui sont appelées isothermes.
La température moyenne de 15°C à la surface de la Terre (cf. bilan radiatif) ne doit pas faire illusion. Les différences de valeur du rayonnement solaire, dont nous avons vu quelles étaient les causes au 1er chapitre, se traduisent par d'importantes différences de températures d'un point à l'autre de la planète.

Voyons comment varie les températures moyennes annuelles à la surface de la Terre. La variation des températures découle évidemment de la répartition du rayonnement solaire à la surface de la Terre. Aussi les températures varient-elles en fonction :

*- de la latitude.
C'est un facteur de zonalité. On a schématiquement une répartition zonale de températures qui sont d'autant plus fraîches que l'on va de l'équateur vers les pôles.
Attention car l'équateur thermique ne correspond pas à l'équateur géographique ; il est décalé vers le nord, vers le Sahara. Les températures moyennes annuelles dépassent ici les 30° C avec des maximums à plus de 50° C.
Dans les zones polaires la température moyenne annuelle avoisinent les -30°C dans l'Arctique et -50° C dans l'Antarctique avec ici des pointes comprises entre -90 et -100° C.

**- de la situation continentale ou océanique.
C'est le premier facteur de l'azonalité de la répartition des températures.
A latitude égale les températures sont souvent très différentes selon que l'on se trouve sur un continent ou sur un océan, la différence pouvant aller jusqu'à 30°C.
Par exemple si vous regardez la position de l'équateur thermique en janvier vous vous apercevrez qu'il se confond avec l'équateur géographique au-dessus des océans mais qu'il s'enfonce très au sud lorsqu'il arrive au-dessus des continents.

***- de la position de la station de mesure à l'ouest ou à l'est d'un continent ou d'un océan.
Parmi de nombreux exemples (fig. 20a) celui de Nantes et Chatham (en bordure du golfe du St-Laurent au Canada) est révélatrice de cette dissymétrie ouest-est.
moyennes thermiques 1931-60 Chatham Nantes écarts
température moyenne annuelle 4,8 11,7 6,9
température moyenne janvier -9,6 5 14,6
température moyenne juillet 19,3 18,8 -0,5

D'une manière générale, aux moyennes et hautes latitudes en hiver, les parties orientales des océans sont relativement plus chaudes que les parties occidentales (C’est l’inverse si l’on parle des côtes continentales) (fig. 20b).
Aux basses latitudes c'est le contraire : ce sont les parties occidentales des océans qui bénéficient de températures hivernales relativement plus clémentes.
Ce dispositif est à mettre en relation avec la répartition des grands courants marins. Ainsi la côte Nantaise est baignée par le Gulf Stream alors que la côte est du Canada est sous l'influence du courant froid du Labrador. Aux mêmes latitudes on retrouve sur la côte est du continent nord-américain, en bordure du Pacifique Est, un climat plus clément dû ici à la présence du courant chaud Kouro Chivo. En revanche les côtes du Pacifique Ouest sont très froides parce que bordées par le courant froid des Kouriles (Oya Chivo).

****- de l'altitude.
Sur les cartes de températures on constate que le dessin des isothermes est sous l'étroite dépendance des régions montagneuses. La température décroît en moyenne de 0,5 à 0,6° C chaque fois que l'on s'élève de 100 m en altitude (on parle de gradient thermique verticaux).
Cet état de fait n'est pas en contradiction avec une radiation solaire plus abondante qu'à basse altitude. Car si l'apport énergétique au sol est plus fort, la réémission des radiations vers l'espace est aussi plus importante à cause de la faible proportion des gazs à effet de serre telle la vapeur d'eau, le CO2 ...etc.
De là découle les contrastes thermiques journaliers très forts. La journée peut être très chaude et la nuit la température se rafraîchit rapidement et baisse considérablement.
Cependant le climat des montagnes reste sous la dépendance du climat de la plaine environnante. Aussi ne faut-il pas comparer les climats de montagne et ceux des hautes latitudes.

*****- de la topographie.
L'exposition joue un rôle capital. Dans les Alpes, à altitude égale, on oppose les ubacs, versants froids, boisés exposés au nord aux adrets ensoleillés et cultivés exposés au sud.
Un autre phénomène observé dû à la topographie est l'inversion thermique ; c'est-à-dire que la température, au lieu de décroître avec l'altitude, augmente. L'exemple français le plus classique est celui du Puy-de-Dôme qui connaît parfois des températures nettement supérieures à Clermont-Fd située 1100 m plus bas dans la plaine de Limagne. Ainsi le 26/12/1879 il faisait -15° C à Clermont-Fd contre +4,7° C au sommet du Puy-de-Dôme à 1465 m. d'altitude.

3-1-2/- Les variations dans le temps des températures de surface.
Les températures varient :

*- au cours de la journée.
On parle d'amplitude thermique diurne. (écart jour/nuit).
L'a.t.d. augmente lorsque l'on va vers les basses latitudes.
Elle est d'autant plus forte que la position du lieu est continentale. Au contraire la présence de masses océaniques diminue les écarts journaliers; l'eau jouant le rôle de régulateur thermique.
Elle varie avec l'altitude : elle augmente quand on s'élève en altitude mais rediminue rapidement à partir d'une certaine limite altitudinale qui varie selon le contexte climatique général.
Cette a.t.d. varie enfin en fonction des saisons du fait des variations saisonnières des durées du jour et de la nuit. Cela est spécialement vrai pour nos latitudes moyennes.

**- au fil des saisons.
Aux moyennes et hautes latitudes la courbe des températures moyennes mensuelles présentent dans l'hémisphère Nord un maximum de juillet et un minimum de janvier.
Dans la zone intertropicale les variations saisonnières de températures sont peu marquées surtout dans la zone équatoriale. Des maximums peu marqués apparaissent cependant lors du passage du soleil au zénith.

***- au cours d'une année.
On parle d'amplitude thermique annuelle. (écart mois le plus chaud/mois le plus froid).
L'a.t.a. qui est faible dans la zone équatoriale croît avec la latitude.
L'a.t.a. croît avec la continentalité.
De la combinaison de ces deux facteurs il découle que l'a.t.a. est la plus forte dans le Canada du nord-ouest et surtout en Sibérie du nord-est. La station de Verkhoïansk en Sibérie (près du fleuve Lana en Russie) affiche des écarts annuels moyens de l'ordre de 65° C. A la même latitude les écarts à Baud (Norvège, juste au nord du cercle polaire) n'excède pas 16° C.

En guise de conclusion sur ce chapitre des températures on peut distinguer 2 catégories de climats thermiques :
- les climats extratropicaux où se sont les alternances saisonnières, les écarts saisonniers qui sont les plus importants ;
- les climats intertropicaux où se sont les écarts diurnes qui sont les plus importants.

3-2/- Les données climatiques : les précipitations.
Les mécanismes élémentaires des précipitations (pluie, grêle, neige, précipitations occultes...) se développent dans le sens vertical, dans l'atmosphère.
3-2-1/- La pression atmosphérique et la structure verticale de l'atmosphère.
La colonne d'air surmontant un lieu terrestre d'observation a un poids que l'on appelle pression atmosphérique. Cette pression décroît lorsque l'on s'élève en altitude puisque elle est diminuée du poids de l'air qu'on laisse en-dessous de soi.
Lorsque la pression décroît, la densité de l'air et sa température décroissent également
Au sol la pression atmosphérique équilibre en moyenne une colonne de mercure de 1 cm² de section et de 760 mm de hauteur. On peut donc mesurer la pression en mm de mercure mais on utilise plutôt le millibar. 1000 mbar = 1 bar = 1kgf/cm² soit 9,81N/cm². La pression au sol est en moyenne de 1013 mbar.
Mais les 3/4 de la masse atmosphérique sont concentrés sur les 10 premiers km, 99% sont concentrés sur les 31 premiers km alors que de l'air très dilué est présent jusqu'à 1200km d'altitude. Aussi le décroissance de la pression n'est pas régulière, la raréfaction de l'air est plus lente à haute altitude :
- au sol = 1013 - à 6 km = 500
- à 1 km = 900 - à 12 km = 200
- à 3 km = 700 - à 16 km = 100
Si les pressions changent avec l'altitude c'est aussi le cas des températures de l'atmosphère. Et les grandes divisions verticales de l'atmosphère sont fondées sur des discontinuités thermiques (fig. 21).
Notez bien que ces différences thermiques le long de la verticale sont dues aux radiations solaires qui sont plus ou bien absorbées par l’atmosphère et ce selon la qualité et la densité de l’air, la période de l’année considérée, la position en latitude ...etc. Et l’air se déplace le long de la verticale en fonction des différences de températures. De bas en haut de l’atmosphère on a donc un gradient thermique. Or l’air chaud est léger et à tendance à s’élever. Il s’élèvera d’autant plus vite que le gradient thermique sera fort c’est-à-dire que les différences de températures entre le bas et le haut de l’atmosphère seront fortes. L’air froid au contraire est lourd et dense et il a tendance à rester plaqué au sol. Donc les mouvements de l’air ont d’abord une origine thermique.

*- Du sol à 6-8 km d'altitude au-dessus des pôles et 16-18 km au-dessus de l'équateur, on a la troposphère. elles se décomposent en 2 parties :
- jusqu'à 3 km d'altitude la couche d'air est fortement influencée par le relief terrestre. Aussi parle-t-on parfois à son propos de couche turbulente ou géographique. Bien que l'on détermine théoriquement un gradient thermique de 0,5 à 0,6° C, les températures peuvent connaître de nombreuses variations (inversion thermique dans les vallées...). Cette couche se termine fréquemment par un niveau d'inversion thermique où les poussières et les fines gouttelettes se bloquent. C'est la péplopause ou péplos.
- Au-dessus du péplos, et jusqu'aux limites de la troposphère, l'atmosphère libre est plus limpide et plus homogène.
La quasi totalité de la vapeur d'eau et la plus grande partie du gaz carbonique sont compris dans la troposphère.

**- on qualifie de tropopause la discontinuité fondamentale entre troposphère et la stratosphère.
Au niveau de la tropopause la température varie de -45° C aux pôles à -85° C au-dessus de l'équateur (inversion de la répartition des températures en altitude par rapport à la répartition au sol).
La stratosphère est épaisse d'environ 80 km. Elles se décomposent en plusieurs couches : couche isotherme jusqu'à 30 km d'altitude (la température est relativement stable) ; couche chaude jusqu'à 60 km (maxi. +50° C) ; la température redécroît ensuite dans la strato. sup. ou mésosphère pour atteindre -80° C ; au niveau de la mésopause à environ 80 km d'altitude.
La couche d'ozone stratosphérique est concentrée dans la partie supérieure de la couche isotherme et dans la couche chaude.

***- La mésopause marque le passage à la thermosphère ou ionosphère. La température augmente.
Sachez enfin que l'on oppose l'homosphère (troposphère + stratosphère), partie inférieure de l'atmosphère dans laquelle les principaux composants de l'atmosphère ne varie guère, à l'hétérosphère dont la thermosphère constitue la base.
Enfin au-delà de 1000 km d’altitude on passe à l’exosphère.

3-2-2/- Les mécanismes des précipitations.
3-2-2-1/- les mécanismes élémentaires d'ascendance et de subsidence de l'air.
L'air possède sa propre énergie cinétique qui lui est conférée par la gravité et dépend donc de la pression. La règle physique est double : l'air soumis à un mouvement ascendant voit sa pression diminuer ; il se détend et se refroidit. Au contraire l'air subsident se comprime et s'échauffe. On voit donc que la température de l’air ne relève pas seulement de l’apport énergétique solaire. Ainsi la température de l'air a également une origine fondamentalement dynamique. Par voie de conséquence le déplacement de l’air le long de la verticale a aussi une origine dynamique.
Supposons que cet air s'élève rapidement et sans échange avec l'air ambiant. On qualifie le mécanisme d'ascendance d'adiabatique.
Si l'air concerné n'est pas saturé en vapeur d'eau la décroissance ou la croissance de la température est de 1° C pour 100 m de dénivelée. Si l'air est saturé en humidité le gradient thermique n'est plus que de 0,5°C /100m.
Une bonne application de ces mécanismes est constituée par l'effet de föhn (ou foehn), bien perceptible notamment sur les versants orientés S-W/N-E (fig. 22A/B). L'air qui s'élève au flanc du versant N-W se détend et se refroidit en altitude. L'air se rapproche et peut atteindre son point de rosée ce qui peut générer de fortes précipitations. Passée la crête sommitale, la masse d'air redescend, se comprime, s'échauffe et s'éloigne rapidement de son point de rosée. L'air est relativement sec, limpide.
Un phénomène comparable est celui des vents adiabatiques : ex. de la bordure sud-est du désert du Taklamakan, la plus aride de la région.
L'air n'est cependant jamais totalement sec. Il comporte de la vapeur d'eau provenant de l'échauffement des surfaces du fait de la radiation solaire. On a 2 mécanismes de production de vapeur d'eau :
- l'évaporation physique ;
- l'évapotranspiration physiologique du couvert végétal.
Le taux d'humidité dans l'air dépend donc de la température, c'est-à-dire de la radiation solaire directe mais aussi du vent qui renouvelle l'air, remplaçant l'air saturé d'eau par de l'air sec capable d'emmagasiner de l'humidité.

On distingue :
- l'humidité absolue qui est la masse de vapeur d'eau contenue dans une unité de volume d'air ;
- l'humidité relative qui est le rapport entre la quantité de vapeur d'eau nécessaire pour saturer un volume d'air donné à une température donnée et l'humidité absolue.
ex. : à 5°C l'air est saturé avec 6,8 g/m3 de vapeur d'eau.
Si vous avez 6g/m3 de vapeur d'eau vous avez un taux d'humidité relative de 88% (6 divisé par 6,8 et multiplié par 100). L'impression d'humidité est importante.
Lorsque la quantité de vapeur d'eau dans ce m3 d'air atteint 6,8g l'air est saturé. On dit qu'il a atteint le point de saturation ou point de rosée. Le point de rosée, c'est-à-dire la valeur de l'humidité saturante, est d'autant plus importante que la température est élevée. A partir de ce seuil de température on passe de l'état gazeux à l'état liquide. Dès que l'on repasse en dessous de ce seuil on repasse à l'état gazeux.

Or ces phénomènes s'accompagnent au sein de la masse d'air concernée de modifications thermiques :
- le passage de l'état gazeux à l'état liquide, qualifiait de condensation, se traduit par une libération d'énergie et donc par un réchauffement de la masse d'air concernée.
- le passage de l'état liquide à l'état gazeux se traduit par un prélèvement d'énergie calorifique et donc par un refroidissement de la masse d'air concernée.

Nous pouvons maintenant récapituler :

De l'air échauffé s'élève et en progressant vers le haut il se détend car la pression diminue. Sa température baisse et ce d'autant plus qu'il se mêle peu à peu à de l'air ambiant plus froid. En se refroidissant cet air a tendance à redescendre car sa densité augmente (il est plus lourd). Cette redescente entraîne une augmentation de la pression, une compression de l'air qui alors se réchauffe et à tendance à remonter.
La pression influe sur la température et vice-versa.
Ce schéma est compliqué par la présence d'eau car en se chargeant de vapeur d'eau l'air perd de l'énergie calorifique ce qui accentue la baisse de température qui s'opère au fur et à mesure de l'élévation. Mais cette baisse permet à la masse d'air d'atteindre son point de rosée, processus qui se traduit par une libération d'énergie calorifique. Cette libération de chaleur entraîne une augmentation de la température qui permet à la masse d'air d'une part de continuer à progresser vers le haut et d'autre part d'emmagasiner de nouvelles quantités d'eau.
Cet échauffement éloigne également la masse d'air de son point de rosée. C'est pourquoi de l'air saturé d'humidité se refroidit moins vite (gradient thermique de 0,5°C) car la condensation entraîne une augmentation de la température de l'air.

Conclusion :

Il convient donc de ne pas confondre la notion dynamique dont il vient d'être question avec le gradient thermique vertical de l'atmosphère qui est lié essentiellement à la radiation solaire.
Ceci dit, les deux sources d’énergie calorifique qui confèrent aux masses d’air leurs caractéristiques thermiques (dynamique de l’air et apport énergétique solaire) combinent leur effet. Ainsi la stabilité ou l'instabilité d'une masse d'air dépend du rapport entre :
- d'une part le gradient thermique vertical de l'atmosphère qui est lié lui à la radiation solaire. Ce gradient, à peu près constant, a une valeur moyenne de 0,6°C pour 100 m ;
- le gradient adiabatique, qui lui est lié à la pression et est compris entre 0,5°C et 1°C pour 100 m selon que l'on a à faire à de l'air saturé en humidité ou non.

Retenons que :
- 1/- plus le gradient thermique est faible plus les mouvements verticaux de l'air sont limités.
- 2/- une forte décroissance thermique dans le sens vertical a pour effet de créer ou d'accroître l'instabilité de l'air.

3-2-2-2/- Les précipitations.
Les mouvements ascendants influent sur l'humidité relative. On a vu qu'une baisse de température amenait une masse d'air à son point de rosée. La condensation n'est cependant possible qu'en présence de poussières qui fixent la condensation : ces poussières sont qualifiées de noyaux de condensation. (ex : sursaturation, traînées blanches qui apparaissent dans le sillage des avions).
La condensation génère donc les nuages qui sont des assemblages de fines gouttelettes liquides ou de fins cristaux de glace.
Pour qu'il y ait précipitation il faut cependant qu'il y ait coalescence de ces gouttelettes, c'est-à-dire regroupement de gouttelettes qui acquièrent alors un poids suffisant pour chuter. Le phénomène de coalescence est rendu possible grâce aux turbulences dans la masse d'air.
Lorsque les températures dans la masse d'air sont très largement inférieures à 0°C, il est fréquent que ce soient des cristaux de glace qui se forment, cristaux qui atteindront le sol sous forme de neige si la température dans les couches d'air proche du sol n'est pas trop importante.
3-2-3/- La répartition des précipitations.
La lame d'eau moyenne annuelle précipitée à la surface du globe est de 900 mm soit 14 Mi de tonnes d'eau à la seconde.
Les précipitations les plus intenses se rencontrent dans le domaine méditerranéen et en Asie du sud-est où il peut tomber jusqu'à 1000 mm d'eau en 24 heures.
Les valeurs moyennes des précipitations totales annuelles varient de 0 à plus de 5000 mm. Les totaux annuels les plus forts se rencontrent dans la zone montagneuse intertropicale sur les versants exposés aux vents pluvieux (versant sud de l'Himalaya exposé aux vents de moussons) (fig. 23).
La principale zone pluvieuse est centrée sur l'équateur. La zone intertropicale reçoit plus de la moitié des précipitations qui tombent à la surface du globe.
Une autre zone de précipitations abondantes est constituée par les moyennes latitudes entre les 40e et 50e parallèles. Mais ces bandes sont plus discontinues surtout dans l'hémisphère Nord.
Les très hautes latitudes et le voisinage des tropiques sont des zones sèches, semi-arides à hyperarides.
Cette disposition zonale présente de nombreuses irrégularités. Ainsi les zones arides d'Asie centrale sont décalées vers les moyennes latitudes (désert de Gobi, 40e/50e parallèles Nord).
3-3/- Les mouvements latéraux de l'atmosphère.
3-3-1/- Les champs de pression atmosphérique.
Nous avons vu qu'il y avait des différences de pression atmosphérique dans le sens vertical. Des différences existent aussi dans le sens horizontal. Elles sont moins importantes que les premières mais les déplacements latéraux de l'air ont une ampleur et une rapidité très nettement supérieures.
La connaissance de la pression en chaque point de la surface terrestre permet de déterminer le champ de pression. Pour élaborer la carte du champ de pression au sol on doit ramener chaque valeur réelle mesurée des pressions à sa valeur au bord de la mer.
Ce champ de pression reporté sur une carte comporte des lignes d'égale pression, les isobares. Les isobares sont plus ou moins resserrées ou écartées selon que le gradient horizontal de pression est fort ou faible.
Sur les cartes on renforce l'isobare 1015 mbar qui correspond approximativement à la pression au niveau de la mer. On distingue aussi plusieurs individus isobariques (fig. 24) :
- les anticyclones ou hautes pressions apparaissent sur une carte sous la forme d'une série de lignes courbes fermées et concentriques ; la pression augmente vers le centre de la figure ;
- les cyclones ou dépressions se présentent sous la même forme mais la pression diminue vers le centre de la figure. Les dépressions sont moins vastes et plus mobiles que les anticyclones.
- les marais barométriques sont des zones où les variations du champ de pression sont très faibles et progressives

On mesure aussi les champs de pression en altitude. On définit alors la topographie de la surface 500, 700 mbar. L'altitude moyenne de la surface 500 mbar est de 5560 m, celle de la surface 700 mbar est de 3000 m.

Quelques remarques :
- Une zone de hautes pressions en altitude ne correspond pas forcément à un anticyclone à la surface terrestre.
- le champ de pression au sol est perturbé par les irrégularités du relief.
- le champ de pression varie dans le temps ; les anticyclones et les dépressions ne sont pas fixes. Les premiers sont plus stables que les secondes.
- cependant certains individus isobariques ont tendance à se maintenir une bonne partie de l'année dans un même secteur ou à se reformer à intervalles plus ou moins réguliers aux mêmes endroits. On leur donne le nom de centres d'action. L'anticyclone des Açores et la dépression d'Islande sont des centres d'action.

Dans un anticyclone l'air est subsident c'est-à-dire que du fait des hautes pressions il se dirige du haut vers le bas, il est plaqué au sol. Au sol les vents sont divergents et se dirigent vers les basses pressions(fig. 25A).
Dans une dépression les vents au sol convergent et l'air est ascendant du fait de la faiblesse des pressions (fig. 25B).

3-3-2/- Les mécanismes du vent.
Le vent est un déplacement d'air à peu près horizontal sauf dans les régions où le relief impose aux particules d'air des mouvements ascendants ou subsidents.
Le vent naît des différences latérales du champ de pression. Si la Terre était immobile le vent irait des hautes pressions vers les basses pressions et il aurait une direction perpendiculaire aux isobares. Ce vent théorique est le vent de gradient. Les brise de terre et brise de mer sont des vents assez proches de ces vents théoriques (fig. 26) :
- dans l'après-midi un réchauffement plus rapide et plus important de la terre entraîne la formation de basses pressions sur le continent et de hautes pressions sur l'océan. Le vent va de la mer vers la terre, c'est la brise de mer.
- la nuit le refroidissement de la terre est plus rapide et plus important. Les pressions sont hautes sur la terre et basses sur la mer. Le vent va de la terre à la mer , c'est la brise de terre.
(idem brise de vallée et de montagne).
Mais plus généralement les vents sont déviés de cette trajectoire théorique. Un observateur situé dans l'hémisphère Nord qui serait tourné dans le sens du vent constaterait que le vent est dévié sur sa droite (fig. 27) ; c'est évidemment le contraire dans l'hémisphère sud. Cette déviation est le fait de la force de Coriolis (mathématicien français du début du XIXe siècle) elle-même générée par la rotation de la Terre.
Il y a un ajustement entre les forces horizontales qui tendent à déplacer les masses d'air perpendiculairement aux isobares (vent de gradient) et la force de Coriolis qui tend à déplacer les masses d'air parallèlement aux isobares (vent géostrophique). Le vent est donc plus ou moins oblique aux isobares (fig. 28).

Les choses sont compliquées du fait que :
- la force de Coriolis est étroitement dépendante de la force du vent. Or le vent est lui-même dépendant des irrégularités qui génèrent des forces de frottement qui ralentissent le vent et modifient donc les effets de la force de Coriolis. Aussi les vents géostrophiques n'existent-ils qu'à partir de 1000 m d'altitude.

- la force de Coriolis varie avec la latitude et plus précisément avec le sinus de la latitude. Elle varie donc de l'équateur, où elle est quasi nulle (sinus 0° = 0), aux pôles où elle est maximum (sinus 90° = 1). Aussi l'angle que fait la direction du vent avec les isobares est plus important dans la zone intertropicale. On se rapproche du vent de gradient.
- Les forces de frottements étant plus importantes au-dessus des continents, le vent est plus oblique au-dessus des océans que des terres. Les dépressions se comblent donc plus vite au-dessus des océans.
- la force de Coriolis n'est qu'apparente (exemple du disque animé).

3-4/- La dynamique générale de l'atmosphère.
La circulation générale de l'atmosphère permet de préciser les relations qui existent entre les différents facteurs responsables de la dynamique des climats.
La dynamique de l'atmosphère est très complexe et pas très bien connue. Nous en resterons donc à une description plus ou moins poussée selon les aspects étudiés.
3-4-1/- Le schéma d'ensemble de la circulation en surface.
A partir des valeurs moyennes des pressions au sol, on peut présenter un dispositif très schématique de la circulation atmosphérique en surface. ce dispositif comprend (fig. 29) :
- deux bandes de hautes pressions aux hautes latitudes et surtout aux latitudes intertropicales (A des Açores, de St-Hélène...). La subsidence de l'air et sa divergence au sol entraînent une certaine aridité matérialisée par une ceinture de régions plus ou moins arides centrées sur les tropiques.
- deux bandes de basses pressions centrées pour la première sur l'équateur ou légèrement au nord et pour la seconde sur les moyennes latitudes. L'air est convergent et connaît de fortes ascendances qui générent des précipitations.

A ces centres d'actions sont associés des vents dont la direction moyenne prédominante dépend, partiellement au moins, de la force de Coriolis. La terre tournant d'ouest en est, les vents sont orientés vers l'est quand cette force est supérieure au déplacement de l'air.
C'est le cas aux hautes latitudes (vents d'est) et surtout aux latitudes intertropicales où les alizés soufflent du nord-est dans l'hémisphère Nord et du sud-est dans l'hémisphère Sud. Ces vents ont une constance et une régularité remarquables. Ils sont depuis des siècles bien connus des navigateurs.
Aux moyennes latitudes, entre 35° et 65° de latitude, les vents dominants sont des vents d'ouest qualifiés de Westerlies. Ces vents constituent un anneau autour de la Terre, anneau qui est particulièrement net et continu dans l'hémisphère Sud.
Au voisinage de l'équateur, les alizés des deux hémisphères convergent dans la zone de convergence intertropicale (C.I.T.). Localement cependant, dans l'océan Atlantique au large du golfe de Guinée et dans le Pacifique au large des côtes d'Amérique centrale, les alizés s'affaiblissent dans une zone de vents très faibles appelés doldrums ou calmes équatoriaux. Ces régions sont depuis toujours redoutées par les marins. Enfin, on assiste, principalement sur l'océan Indien et plus à l'est, sur l'Indonésie et la mer de Chine Méridionale, à un renversement saisonnier des vents. En juillet, les alizés de l'hémisphère Sud franchissent l'équateur et adoptent une direction d'ouest. C'est ce que l'on appelle la mousson.
Ce dispositif général se déplace vers le nord en juin, juillet, août ; ainsi, dans l'hémisphère Nord les anticyclones subtropicaux remontent vers les moyennes latitudes et nous assurent un temps estival chaud et peu humide. L'hiver à nos latitudes est marqué par un repli en direction de l'équateur des cellules anticycloniques ce qui laisse le passage aux Westerlies porteurs des masses d'air humide sources de précipitations et aux masses d'air polaires et arctiques sources de fraîcheur ou de froid.
Le caractère zonal de ce dispositif est perturbé par l'inégale répartition des mers et des terres et l'irrégularité du relief.

Ce dispositif à lui tout seul ne constitue pas toute la dynamique générale de l'atmosphère. La circulation en altitude joue un rôle fondamental, principalement à travers principalement le courant-jet. Aux moyennes latitudes le jet-stream se situe entre 12 et 15 km d'altitude soit à la limite supérieure de la troposphère.
L'influence du relief étant quasi nulle à cette altitude, le jet-stream est un grand flux d'ouest dont la vitesse est souvent supérieure à 200 km/h et atteint parfois 400 km/h.
Le jet-stream se compose en fait de deux courants bien dissociés en hiver surtout , l'un subtropical et l'autre plus proche du pôle.
En hiver sur l'hémisphère Nord les jets sont situés à des latitudes relativement basses. En été ils se déplacent vers le nord et leur vitesse s'affaiblit.
Par ailleurs les courants-jets peuvent voir leur vitesse diminuer suffisamment pour que le flux adopte un tracé très sinueux. A moins de 70km/h on voit s'individualiser de grandes sinuosités d'une longueur d'onde comprise entre 1600 et 3200 km (fig. 30). Des cellules de hautes et basses pressions occupent les convexités des sinuosités. Le système se bloque pratiquement et les échanges méridiens se substituent aux échanges latéraux.

3-4-2/- Les masses d'air, la frontogenèse et les perturbations.
Une masse d'air est un grand volume d'air dont les propriétés physiques -températures, humidité, densité, gradient- sont relativement uniformes dans le plan horizontal.
Cependant ces masses d'air sont mobiles, déformables et transformables à des échéances de temps variables.
Schématiquement, ce sont les zones anticycloniques qui, du fait de leur stabilité, sont le plus favorables à la production de ces masses d'air. Le trajet que font ces masses d'air à partir de la région-source peut modifier leurs caractéristiques : ex. en hiver, une masse d'air doux, humide et instable qui arrive sur une masse continentale froide aura tendance à se refroidir et à se stabiliser.
On distingue différentes masses d'air (fig. 31 A) :
- les masses d'air tropical se forment au niveau des cellules anticycloniques subtropicales. On parle d'air tropical maritime si la région d'origine est au-dessus des océans et d'air tropical continental si la région d'origine se situe au-dessus des continents.
- les masses d'air polaire se forment vers 60/70° de latitude. On distingue également l'air polaire maritime et l'air polaire continental.
- les masses d'air arctique s'élaborent au voisinage des pôles. Là aussi on distingue l'air arctique maritime et l'air arctique continental.
Les masses d'air ont des caractéristiques physiques très différentes (températures, gradient...) ou des caractéristiques dynamiques très différentes (chaque masse d'air a sa dynamique propre, basses pressions et ascendance de l'air ou au contraire hautes pressions et subsidence de l'air).

La rencontre de 2 masses d'air très contrastées génère des surfaces de discontinuité que l'on appelle front (fig. 31 B).

On distingue plusieurs types de fronts. Les plus importants se situent aux moyennes latitudes où se rencontrent les masses d'air les plus contrastées. Je citerai :
- le front arctique qui naît de la rencontre de l'air arctique -ou antarctique- avec l'air polaire.
- le front polaire qui naît de la rencontre de l'air tropical et de l'air polaire.
- le front intertropical (F.I.T.) qui correspond à la C.I.T.
- le Front des Alizés (F.A.L.) entre 2 cellules voisines de hautes pressions.

La frontogenèse est la naissance d'un front. Le plus souvent la masse d'air la plus dense glisse sous la masse d'air la plus légère provoquant l'ascendance de la seconde (fig. 31 C).
Le long des fronts naissent alors des mouvements ondulatoires que l'on appelle perturbations. Ces perturbations se succèdent souvent les unes aux autres constituant des trains ou des familles de perturbations. à nos latitudes ces trains de perturbations se succèdent d'ouest en est et s'affaiblissent en pénétrant plus avant à l'intérieur du continent eurasiatique.

L'analyse plus concrète des éléments qui composent la réalité changeante du temps passe par l'analyse de situations vraies : les types de temps.
L'étude des types de temps s'appuie sur les Bulletins quotidiens de renseignements et les Bulletins quotidiens d'études de la Météorologie nationale.
A vous d'étudier quelques uns des principaux types de temps (cf. Estienne/Godard ou Pagney).

3-5/- Les implications climatiques de la circulation océanique.
La circulation des courants marins est l'autre facteur fondamental de la répartition des climats à la surface de la Terre (fig. complémentaire distribuée en TD : circulation thermohaline, Magny p. 132-133 ; voir aussi la carte des courants marins sur l’Atlas 2000).
Les conséquence sur les climats terrestres sont considérables. Ainsi la dérive Nord-Atlantique du Gulf Stream atteint 80° N de latitude et tempère les climats du Spitzberg, de la terre François-Joseph et de la Nouvelle-Zemble. Une grande partie de la mer de Barents est libre toute l'année et les côtes ouest du Spitzberg ne sont pas prises par la banquise. A la même latitude la mer du Groenland, parcourue par le courant du Groenland oriental est gelée toute l'année.
Aux latitudes moyennes, l'opposition est frappante entre le climat doux des côtes françaises baignées par la dérive Nord-Atlantique du Gulf Stream et le climat très froid et neigeux des côtes du Québec baignées par le Cold Wall, prolongement du courant du Labrador.
Aux latitudes subtropicales dans l'hémisphère Nord et tropicales dans l'hémisphère Sud, les courants froids longent les côtes ouest des continents (courant des Canaries au large du Maroc, courant de Californie, courant de Humboldt au large de l'Amérique du Sud) alors que des courants chauds baignent les côtes est (courant de Floride, courant des Caraïbes, Kouro Shivo).
Un bon exemple de l'incidence climatique de la répartition des courants marins aux latitudes intertropicales est celui du phénomène El-Nino. Le courant froid de Humboldt baigne les côtes sud-américaines. L'eau est froide, l'évaporation faible, l'air refroidi est stabilisé à sa base. Il n'y a pas d'ascendance de l'air, donc très peu de précipitations. Le climat de la côte du sud de la Colombie au nord du Chili est caractérisé par la sécheresse. Chaque année vers Noël -d’où le nom de El-Nino, l'enfant Jésus- l'apport d'eau froide diminue ou disparaît ce qui déclenche d'abondantes précipitations. Irrégulièrement le phénomène El-Nino prend une ampleur considérable et il entraîne, comme en 1983, des précipitations catastrophiques.
3-6/- Les grandes divisions climatiques du globe.
La classification des climats pose de nombreux problèmes méthodologiques au point qu'aucune classification n'a jamais pu s'imposer et de nouvelles sont régulièrement proposées.
La trame des climats de la Terre est à base zonale. On peu donc distinguer les climats des hautes latitudes, les climats liés à la circulation d'ouest, les climats de la zone intertropicale enfin.
Mais à l'intérieur de chaque zone, la trame se complique du fait des facteurs étudiés précédemment : rapport terre/mer, opposition façade est/façade ouest des continents, continentalité, altitude, topographie.
Le problème se pose également des limites entre deux types de climat. Ces limites sont rarement très nettes. il faut rechercher des seuils pertinents à partir desquels on passe d'un climat à l'autre. On calcul ainsi des indices climatiques.

Ex. : Comment définir un état désertique ? Comment fixer les limites de l'aridité ?
Dès le début du siècle E. de Martonne a mis au point un indice d'aridité :
P
I = --------------- où P = les précipitations de l'année, T = la température
T + 10 moyenne annuelle
Si I<5, c'est l'hyperaridité ; si 5<I<10, c'est encore le désert ; si 10<I<20, c'est la semi-aridité et tout va dépendre de la répartition saisonnière des pluies.
D'autres indices plus sophistiqués ont été élaborés depuis : ceux de Gaussen, de Gorzynski, de Thornthwaite, de Köppen...
Parmi les classifications les plus connues il y a celles de E. Martonne, de Ch. Péguy, celle de Köppen fondée sur des critères biogéographiques, celle de l'américain Thornthwaite, celle de l'allemand Kupper...
Mais beaucoup de celles que vous trouverez dans les ouvrages sont des synthèses de plusieurs classifications avec chacune un apport original tiré d'études régionales.
En ce qui me concerne je vous conseille soit la classification proposée par Pagney soit celle plus complexe d'Estienne et Godard (fig. 32).

Je vous laisse travailler seuls cette partie du chapitre en vous donnant les recommandations suivantes :
- tenez-vous en uniquement aux principaux climats (méditérranéen, polaire...) sans rentrer dans les subdivisions régionales.
- retenez seulement les grandes caractéristiques de chaque climat : ex. le climat polaire se caractérise, entre autre, par l'absence d'été et l'absence de l'arbre (retenez l'importance de la limite de l'isotherme +10° pour le mois le moins froid).
- pour chaque climat retenez les données caractéristiques de températures et de précipitations d'une ou deux postes climatiques (moyennes annuelles). Il faut connaître au moins des ordres de grandeur. Sachez localiser ces postes climatiques sur le globe. Ex. Coppermine, climat arctique continental, t = -11,4° et P = 246 mm.
- sachez placer sur une carte la zone géographique affectée par un climat donné.
- intéressez-vous tout spécialement à la différence dans la répartition des climats entre les façades orientales des continents et les façades occidentales.
- faîtes bien la relation avec la dynamique générale de l'atmosphère ; la carte de la circulation atmosphérique générale sert de trame à toute classification ; la connaître évité par conséquent les plus grosses erreurs.
- connaissez les grands phénomènes climatiques : mousson, cyclones tropicaux, El-Nino...etc.

3-7/- La variabilité naturelle du climat.
On appréhende assez bien, intuitivement je dirais, la variabilité du climat à l'échelle de l'année voire d'une dizaine d'années. Mais les variations climatiques sont présentent à toutes les échelles de temps.
3-7-1/- Les changements climatiques à l'échelle géologique.
Nous disposons seulement d'éléments permettant de savoir avec certitude que le climat a changé à plusieurs reprises depuis 4,5 Ma d'années (chronologie générale (fig. 33). Ainsi on sait qu'il y a eu deux phases glaciaires au Primaire une au début, une à la fin de cette ère.
On sait également que l'ère Tertiaire aux latitudes moyennes a été caractérisée par des climats chauds et humides qui ont permis l'installation d'une flore et d'une faune de type tropical.
Ces changements sont donc attestés mais il est difficile d'en reconstituer l'histoire et de déterminer précisément les régions du globe affectées par telle ou telle modification.
La raison fondamentale est que la répartition des mers et des terres a changé au fil des temps géologiques. Il y a 200 millions d’années un supercontinent, la Pangée, était ceinturé par les eaux d'un super océan, Téthys. Peu à peu les continents et les océans actuels se sont dissociés. La configuration observée aujourd'hui était en place il y a environ 30Mi d'années.
3-7-2/- Les variations climatiques au Quaternaire.
On connaît davantage les variations plus récentes car du fait de leur moindre ancienneté les marqueurs ont été conservés en plus grand nombre. Cette période correspond aussi développement de la civilisation acheuléenne conduite par Homo erectus.
Sur le plan climatique le Quaternaire se caractérise par 4 types de changements correspondant à des échelles de temps distinctes :
*- à l'échelle des centaines de milliers d'années il y a 2 phénomènes fondamentaux : Ces variations climatiques ont eu pour conséquences des variations du niveau des mers. Ainsi par exemple, dans notre hémisphère il y a 18000 ans, au moment le plus froid de la dernière période glaciaire, le niveau de la mer se situait à une centaine de mètres en dessous du niveau actuel. L’eau était piégée sous forme de glace sur les calottes glaciaires qui s’étendaient jusqu'à nos latitudes. Lorsque cette glace a fondu, le niveau des mers est remonté. Ce type de variation du niveau marin est appelé glacio-eustatisme.
Par ailleurs, et parallèlement, l’accumulation de glace sur un continent entraîne l’enfoncement de la lithosphère. Au contraire la fonte de la calotte glaciaire entraîne le relèvement de la masse continentale. Ce mécanisme de variation des niveaux marins, forcément associé au précédent, est qualifié de glacio-isostasie. **- à l'échelle de l'Holocène c'est à dire des 10000 dernières années, on a pu mettre en évidence des variations climatiques qui ne remettent pas en cause la tendance climatique sur le long terme, mais qui constituent des fluctuations à moyen terme autour d'une situation moyenne qui est celle de l'interglaciaire. On a ainsi défini, grâce aux analyses polliniques, 5 phases climatiques (fig. 35) : le Préboréal, le Boréal, l'Atlantique, le Suboréal et le Subatlantique enfin qui est la phase actuelle, une phase qui dure depuis 2000 ans.

***- à l'échelle du dernier millénaire on a également défini des fluctuations à court terme (fig. 36). En effet si, au cours de la phase Subatlantique on n'a pas observé de variations bioclimatiques perceptibles au travers des analyses polliniques, on a cependant constaté des changements climatiques. On utilise souvent à leur propos l'expression de tendance climatique (trend en anglais). La plus connue de ces tendances est celle qui s'est dessinée à partir de 1550 et qui dura jusqu'en 1850, le Petit Âge Glaciaire. Globalement, le climat s'est sensiblement raffraîchi au cours de cette période (1°C. de moins en moyenne que depuis 1850).

****- A l'échelle interdécennale on a fréquemment des variations, avec des décennies plus chaudes comme les années 1940-49 ou plus fraîches.

*****- On peut enfin avoir des anomalies climatiques très courtes avec 1 année particulièrement froide par exemple comme ce fut le cas en 1816, l'année sans été qui succéda à l'éruption du volcan indonésien Tambora.

Pour conclure j'ajouterai que plus les échelles de temps sont courtes, plus l'amplitude des variations climatiques naturelles est faible. Ainsi d'un âge glaciaire à un interglaciaire, soit une période de 100 000 ans, la température du globe varie de 5 à 6 °C avec des variations extrêmes de 10°C comme c'est le cas entre le dernier pléniglaciaire würmien (-20 000 ans) et la période actuelle. Par contre la différence de température entre le Petit Âge Glaciaire et la fin du XXe siècle est de 1°C.

Conclusion : La contrainte climatique et la notion de risque.

Malgré les avancées technologiques des derniers siècles l'Homme n'a pu s'affranchir de la contrainte climatique.
Le manque d'eau en particulier reste une contrainte majeure. D'immenses étendues sahariennes, de la péninsule arabique, d'Asie centrale sont très peu peuplées voire inhabitées du fait de l'absence d'eau. Il en est de même pour les hautes latitudes où c'est le froid qui exerce une forte contrainte mais aussi pour les hautes altitudes ou le froid, la pente et la rareté de l'oxygène gênent considérablement les hommes.
Mais il n'y a jamais eu véritablement de contraintes absolues car l'Homme a su s'adapter aux conditions climatiques des milieux extrêmes.
Ainsi les eskimos du Grand Nord américain, venus d'Asie Nord-Orientale il y a au moins 25000 ans ont démontré de remarquables aptitudes à s'adapter à des situations extrêmes. On peut faire la même remarque à propos des Kogi (Andes), des Tibétains, des Touaregs, des Pygmés ou des Yanomamis, autant de populations qui ont su s'adapter à des milieux bioclimatiques qui se singularisent par le caractère excessif de certains éléments climatiques : précipitations, températures, taux d'oxygène dans l'air ...
D'autre part, un aspect d'un climat donné qui fut perçu comme une contrainte à une période de l'histoire a pu devenir un élément favorable au développement à une autre période (ex. de la neige).

L'évolution technologique de ces derniers siècles a quelque peu libéré l'Homme de cette contrainte climatique mais elle pèse toujours :
- d'abord parce qu'il est difficile physiologiquement, physiquement, de supporter certaines conditions climatiques quand on veut adopter des modes de vie occidentaux ;
- ensuite il faut bien voir que, si l'exploitation des milieux extrêmes est possible technologiquement , elle demeure difficile voire impossible économiquement (ex. : nodules polymétalliques, Antarctique...). La rentabilité a d'ailleurs toujours guidé l'action humaine. Ce n'est pas une notion récente associée seulement au système capitaliste. En effet pour assurer ses besoins primaires, l'Homme, comme tous les êtres vivants, a toujours cherché à économiser ses efforts tout simplement parce qu'il est vital pour tout être vivant de ne pas dépenser à la recherche de nourriture plus d'énergie que l'on n'en récupérera lors de la chasse ou de la cueillette. Dans les sociétés modernes c'est la rentabilité financière qui est devenue vitale mais le problème de fond reste le même.

Je terminerai en précisant que quel que soit le niveau technologique d'une société, elle élabore sa stratégie d'exploitation du milieu en fonction d'un climat moyen tout en tenant compte d'un certain écart à la moyenne. Le problème ce sont évidemment les événements climatiques extrêmes qui peuvent gravement perturber l'organisation des communautés humaines. Avec ces événements apparaît la notion de risque. Le risque est proportionnel aux intérêts économiques et humains menacés. Il peut se définir comme le produit de 3 termes dépendant les uns des autres : le patrimoine, sa vulnérabilité, la probabilité de l’événement destructeur. Toute la difficulté est celle de la prévision car une catastrophe est un phénomène aléatoire dont on connaît la nature et les mécanismes physiques mais dont on ignore précisément le moment et le lieu de la prochaine occurrence.

Ainsi tout aménagement d'un territoire doit tenir compte des risques afférents à l'implantation humaine dans cet espace. Le tout est de savoir quelle est la tolérance aux risques, ce facteur évoluant au gré des époques, et selon les populations concernées. C'est un facteur fondamentalement socioculturel.
 

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