Orthonet Dictionnaire Commercial

Ecologie et évolution du monde vivant Michel Godron CHAPITRE INTRODUCTION    LE RAYONNEMENT SOLAIRE ET SES ROLES MAJEURS EN ECOLOGIE   L'écologie étudie les relations entre les communautés d'êtres vivants et leur environnement physique. Autrement dit, elle essaie de comprendre comment des molécules organiques de grande taille s'assemblent pour constituer des organismes capables de réagir et même de penser. C'est une ambition vertigineuse, une synthèse située à l'horizon de nos connaissances, une tapisserie de Pénélope qu'il faut remettre en chantier chaque matin. Pour démêler l'écheveau du monde des vivants, il faut en tirer un fil d'Ariane capable d'ordonner l'ensemble de l'ouvrage. La succession des chapitres repose donc sur une idée simple : l'ensemble des phénomènes écologiques est une chaîne de transformations d'énergie couplées à des transmissions d'information, qui s'est amorcée dès l'aube des temps géologiques. Le présent ouvrage n'est qu'un maillon de ces innombrables transmissions d'information et il a besoin, en retour, des critiques de ceux qui auront eu le courage de le lire. Si je livre ce manuscrit aux aléas du monde, c'est pour que ces critiques espérées puissent naître et provoquer les remaniements et les compléments les plus nécessaires. De la discussion jaillit la lumière... Pour résumer l'esprit dans lequel j'ai travaillé, je ne peux que vous dire, comme au début de Lucien Leuwen : "Lecteur bénévole, " Écoutez le titre que vous donne. En vérité, si vous n'étiez pas bénévole et disposé à prendre en bonne part les paroles que je vais vous présenter, je ne vous conseillerais pas d'aller plus avant. Ceci fut écrit en songeant à un petit nombre de lecteurs que je connais et à d'autres que je ne connais pas, ce dont bien me fâche : j'eusse trouvé tant de plaisir à passer les soirées avec eux ! " Dans l'espoir d'être entendu, je ne me suis point astreint à garder les avenues contre une critique de mauvaise humeur. Pour être académique et disert, il fallait un talent qui manque, et ensuite ajouter à ceci 150 pages de périphrases... "Adieu, ami lecteur ; songez à ne pas passer votre vie à haïr ni à avoir peur." LE RAYONNEMENT SOLAIRE ET SES ROLES MAJEURS EN ECOLOGIE Le rôle le plus évident du Soleil vis-à-vis de la biosphère est de fournir de l'énergie radiative, en surabondance, dans une étroite gamme de longueur d'ondes. Après avoir précisé la quantité et les qualités de cette avalanche d'énergie, nous verrons qu'elle apporte aussi l'information qui a structuré toute la biosphère 11 LE RAYONNEMENT SOLAIRE 111 LA QUANTITE D'ENERGIE SOLAIRE QUI ATTEINT LA TERRE 111.1 La constante solaire Une surface exposée aux rayons du Soleil dans la haute atmosphère reçoit environ 2 calories par minute et par centimètre carré, c'est-à-dire, une quantité de chaleur capable d'élever de deux degrés la température d'un cm3) d'eau, soit : 2 . 4,185 joules par minute et par cm2 8,37 joules par minute et par cm2 (0,14 watt par cm2) soit 1,4 kW par m2 ou encore environ 1.000 kilocalories par cm2) et par an. Cette quantité est souvent nommée "constante solaire". A titre de comparaison, le flux de chaleur qui vient des profondeurs de la terre est de 0,005 calories par cm2) et par heure, soit moins de 0,004 pour cent de la constante solaire. Considérons maintenant le globe terrestre : sa face exposée au Soleil a une surface de 127.000.000 km2), et l'énergie qu'elle reçoit en une seconde vaut : 127.000.000 . 1 000 . 1 000 . 1 000 . 1,4 kW soit 1,78 . 10 puissance 14 kW soit encore 1,78 . 10*14 kW Ceci correspondrait à la combustion de soixante dix millions de tonnes de pétrole en une seconde (soit deux cent super-pétroliers explosant en une seconde), ou à la dissipation, en une seconde, de l'énergie d'une bombe atomique de puissance moyenne (celle d'Hiroshima a libéré 1,4 . 10*14 joules). 111.2 L'origine des photons solaires L'énergie nécessaire au fonctionnement de tous les systèmes biologiques vient directement ou indirectement du Soleil. Actuellement, le Soleil est composé de 70 % d'hydrogène, 28 % d'hélium et 2 % d'oxygène, de carbone, de fer, etc. Sa température interne atteint 15 millions de degrés Celsius alors qu'elle est voisine de 5.800 °C à sa surface. Elle résulte d'un ensemble complexe de réactions nucléaires (cycle de BETHE) où quatre atomes d'hydrogène se transforment en un atome d'hélium, en produisant 6,1 . 10*8 kilocalories (ou 2,58 . 10*12 joules) par atome-gramme d'hélium, et en perdant 0,7% de leur masse, soit 28,7 milligrammes. Au total, l'énergie produite atteint 4 . 10*23 kW, et 564 millions de tonnes d'hydrogène seraient brûlés chaque seconde. Cette quantité n'est pas négligeable par rapport à la masse totale du Soleil (2 . 10*27 tonnes) et le Soleil évolue progressivement ; il est actuellement dans une phase d'augmentation de sa production d'énergie, et la température de la surface de la Terre atteindra 500 degrés dans quelques milliards d'années. En conséquence, l'ensemble de phénomènes que nous appelons "la vie" a accompli plus des trois cinquièmes de son existence, et notre mode de vie est transitoire, et presque éphémère ... 111.3 Les variations locales de l'énergie reçue Les deux calories par cm2 que nous recevons du Soleil sont un maximum qui serait atteint seulement pour les points du globe où les rayons arrivent perpendiculairement au sol. Pour tous les autres points, il faut multiplier ce chiffre par le cosinus de la latitude, ce qui entraîne, en moyenne, une réduction de moitié. Il faut tenir compte aussi de la nébulosité, de la diffusion du rayonnement, etc. Finalement, les variations à la surface du globe terrestre de la quantité d'énergie reçue au sol en une année sont indiquées sur la figure 11-2. Les variations de l'énergie reçue au cours d'une année, à l'observatoire de Paris, sont indiquées sur la figure 11-3. Au total, la Terre reçoit en une année une énergie égale à : 1,78 . 10*14 kW . 86 400 sec/jour . 365 jours) = 1,78 . 3,15 . 10*21 kJ) = 5,6 . 10*21 kJ ) = 5,6 . 4,18 . 10*21 kcal) = 1,4 . 10*24 cal) = 1,4 . 10*14 tonnes d'équivalents-pétrole (tep) = 1,4 . 100.000.000.000.000 de tonnes de pétrole A titre indicatif, le total de l'énergie absorbée par la photosynthèse sur l'ensemble du globe terrestre est inférieur au centième de cette quantité. En ce qui nous concerne plus directement, la ration alimentaire d'un homme doit comprendre au moins 2 500 calories par jour ; en conséquence, l'humanité consomme 4 . 10*9 . 2 500 cal/jour . 365 jours = 3,65 . 10*15 calories par an, c'est-à-dire un milliardième de l'énergie reçue. Cette cascade de transformations à très faible rendement n'est pas due au hasard, et la trame de cet ouvrage est de chercher pourquoi ce gaspillage apparent se produit. Lorsque les nuages de poussières volcaniques obscurcissent le ciel, le système énergétique de la biosphère n'est plus alimenté, la végétation dépérit et de nombreuses espèces disparaissent. La dernière éruption grave est celle du volcan indonésien Tambora qui a explosé en 1816, en passant de 4.300 m de haut à 1.800 m, et en émettant un nuage de poussières qui a refroidi même le nord de l'Amérique : cette année-là, il a neigé en juin et gelé en août à la latitude de Naples. Un "super volcan"enfoui sous des sédiments, le mont Toba (Indonésie) a explosé il y a 72.000 ans : le nuage aurait occulté plus de 90 % de la lumière solaire pendant 6 ans en faisant localement chuter la température de 15 °C. Les anthropologues pensent qu'une des conséquences de cette catastrophe a été une diminution de la population des Homo sapiens dont le nombre aurait été réduit à quelques dizaines de milliers de personnes. En Papouasie, en Nouvelle Zélande, dans le parc national de Yellowstone (Wyoming), d'autres géants endormis risquent d'éternuer dramatiquement. Le Soleil envoie son rayonnement dans toutes les directions, et la Terre en capte seulement un dix milliardième. A l'échelle du millénaire, l'énergie reçue par la Terre n'est pas constante, parce qu'elle varie en raison de phénomènes astronomiques étudiés par Mutin Milankovic : l'excentricité de l'orbite de la Terre autour du Soleil varie selon un cycle de 100.000 ans, l'inclinaison de l'axe des pôles par rapport au plan de l'orbite terrestre (nommé écliptique) varie selon un cycle de 41.000 ans, et la position des solstices et des équinoxes sur cet orbite fait un tour complet en 21.000 ans (c'est la précession des équinoxes). Ces variations sont vraisemblablement à l'origine des glaciations du Quaternaire (fig. 11-1 et § 242, 423 et 842). 112 LA QUALITE DE L'ENERGIE RADIATIVE : SA LONGUEUR D'ONDE Pour des raisons qui seront examinées à la fin de ce chapitre, il est important de prendre en compte la "qualité" de l'énergie qui nous est donnée par le Soleil : c'est un rayonnement électro-magnétique, qui comprend toute une gamme de longueurs d'onde, selon les lois de STEFAN et de WIEN (voir l'annexe 1 de ce chapitre). La longueur d'onde où la puissance est maximale est voisine de 0,5 microns ; la quasi-totalité de l'énergie émise par le Soleil est située dans le domaine 0,25 microns à 5 microns, et la plus grande partie de cette énergie est comprise entre 0,4 microns et 0,8 microns (= 400 nm à 800 nm)1 (cf. fig. 11-4). La fraction de courte longueur d'onde du rayonnement solaire est diffusée par les molécules d'air selon la loi de RAYLEIGH, proportionnellement à l'inverse de la quatrième puissance de la longueur d'onde du rayonnement : D = k . 1 / L*4 En conséquence, il n'arrive au sol qu'une fraction de la totalité du rayonnement : ultra-violet visible infra-rouge en microns : 0,22 0,26 0,30 0,35 0,37 0,40 0,45 0,55 0,75 0,95 % transmis : 1% 10% 30% 50% 60% 70% 80% 90% 97% 99% De plus, les gaz de l'air absorbent environ 10% de l'énergie incidente dans certaines bandes étroites du spectre solaire ; finalement, le spectre du rayonnement "visible" disponible au niveau du sol par ciel clair est indiqué sur la figure 11-4. La position de ce domaine par rapport à l'ensemble des ondes électromagnétiques est indiqué sur la figure 11-5. Pour ce qui concerne le plus directement les hommes et les femmes, le rayonnement ultra-violet qui traverse l'épiderme des humains régule la production de la vitamine D3 qui, à son tour, active l'hormone de croissance anti-rachitique. Inversement, les UV-A (320 nm à 400 nm) et les UV-B (280 nm à 320 nm) attaquent l'ADN des cellules de la peau et provoquent des cancers ; ils réduisent aussi la stabilité du génome de certaines plantes (G. RIES et al., 2000) A titre de curiosité, les UV-A et les UV-B ne jouent pas le même rôle pour le bronzage des vacanciers et pour les coups de soleil. Enfin, une infime part du rayonnement est constituée de protons, qui ont peut-être une influence sur les capacités d'absorption de l'atmosphère, et sur la teneur en ozone de la stratosphère (§ 122, 212, 214 et 843). 113 LA GAMME DU RAYONNEMENT « VISIBLE » L'étroitesse de la gamme des radiations qui arrivent au sol permet de quitter un instant la physique et l'astronomie, pour faire une première incursion dans le domaine biologique : la figure 11-4 montre que la gamme des rayonnements que nous recevons du Soleil est nommée « rayonnement visible ; ce n'est pas une coïncidence heureuse produite par un hasard bienveillant ; au contraire, elle s'explique parce que l'œil s'est développé, au cours de l'évolution, de manière à utiliser "au mieux" les possibilités de perception offertes par la gamme des radiations qui arrivent en grande quantité jusqu'au sol. Déjà, certains êtres unicellulaires sont sensibles précisément aux longueurs d'onde de la lumière du Soleil et possèdent un "phototropisme" général, positif ou négatif qui les conduit vers territoires favorables : les Algues flagellées Chlamydomonas pour se rapprocher de la lumière, ou pour se mettre à l'abri. Le préliminaire de l'œil apparaît chez les Amibes hétérotrophes qu'il aide à capturer leurs proies : quand un corpuscule passe devant leur tache oculaire sensible au rayonnement solaire, il fait de l'ombre et l'Amibe développe alors ses tentacules pour le capturer. Cet avantage s'est développé en milieu aquatique au point que le diamètre des yeux des Calmars Architeuthis dux atteint 30 cm. A ce sujet, une remarque complémentaire s'impose : les caractères qui permettent de séparer les animaux des végétaux sont rarement absolus, puisqu'il existe des végétaux hétérotrophes, des animaux fixés, des plantes carnivores (les Drosera, les Nepentes, etc. § 623), des plantes hétérotrophes qui consomment la sève produite par d'autres plantes, etc. Parmi ces caractères distinctifs, la présence de l'œil est l'un des seuls qui soit strictement propre aux animaux. Finalement, un raccourci audacieux conduirait à dire que les yeux des animaux sont issus de la prédation. Une autre utilisation du rayonnement solaire par des animaux est plus inattendue : les Dinoflagellés Pyrocystis lunula et Pyrocystis noctiluca produisent de la lumière à 480 nanomètres avec leur protéine nommée luciférine (analogue à celle des Vers luisants) lorsque l'eau est agitée par des Crevettes qui viennent s'en nourrir ; cette lumière leur rend service parce qu'elle attire les prédateurs des Crevettes ! Ce type de remarque, où l'évolution est présentée sous une forme très finaliste, ne doit pas être considéré comme une explication causale (qui serait très entachée d'anthropomorphisme) mais comme un raccourci imagé, commode pour se faire comprendre. 114 L'ALTERNANCE DES JOURS ET DES NUITS L'alternance des jours et des nuits (rythme "circadien") règle certaines phases du développement des plantes qui, par exemple, ont besoin de jours longs pour fleurir. Cette régulation passe souvent par l'intermédiaire des phytochromes. Le phytochrome sensible à l'infra-rouge lointain de longueur d'onde égale à 730 nanomètres induit la floraison ; au contraire, le phytochrome sensible au rouge clair (660 nanomètres) inhibe la floraison. Au printemps, l'allongement des jours transforme le phytochrome 660 en phytochrome 730, et permet à la floraison de se déclencher à la période favorable. Exposer la plante pendant quelques secondes à un rayon laser de 660 nm produit le même effet ; inversement, un laser de 730 nm inhibe la floraison. Ceci peut rendre service aux horticulteurs, aussi bien pour empêcher les salades de monter à graine que pour déclencher la floraison des oeillets à la date optimale. 12 LA CIRCULATION ATMOSPHERIQUE Au total, l'énergie donnée par le Soleil, qui est la "source chaude" alimentant la biosphère (cf. annexe 1-1) repart en totalité vers les espaces intersidéraux après avoir animé les mouvements de l'atmosphère et tout le système de la biosphère. 121 LE BILAN ENERGETIQUE GLOBAL DE LA TERRE ET DE L'ATMOSPHERE A l'échelle de quelques années, la Terre conserve une température moyenne stable, et elle n'accumule pas d'énergie thermique. Un équilibre entre les "arrivées" et les "sorties" d'énergie est donc établi, et la totalité de l'énergie solaire reçue par la Terre est renvoyée vers les espaces intersidéraux. Les bilans sont loin d'être parfaitement analysés, mais des ordres de grandeur peuvent être déduits des chiffres plus ou moins concordants de plusieurs auteurs (M. BUDYKO, 1974 ; J. TRIPLET et G. ROCHE, 1971). L'ensemble est présenté sur la figure 12-1, qu'il est utile de commenter pour bien saisir les voies de transit de l'énergie ré-émise par la Terre : - 30% de l'énergie solaire incidente sont directement renvoyés vers les espaces intersidéraux, sous forme de rayonnement de courte longueur d'onde réfléchi par les nuages (17%), l'atmosphère (3%) et le sol ou la végétation (10%) ; en d'autres termes, l'albedo (§ 31 et Annexe 1-1) moyenne de la Terre et de son atmosphère est égale à 0,3 ; - 17% sont absorbés par la vapeur d'eau et les poussières de l'atmosphère ; la majeure part de ces 17% est temporairement utilisée pour évaporer l'eau des nuages, puis remise en liberté dans l'atmosphère lorsque la vapeur d'eau (transparente) incluse dans l'atmosphère se condense pour donner de nouveaux nuages ; - les 53% qui arrivent au sol sont totalement ré-exportés, plus ou moins directement : = 6 % sont émis par le sol et la végétation sous la forme de radiations de grande longueur d'onde et vont directement vers le espaces intersidéraux ; = 12 % sont aussi émis par le sol et la végétation, mais sont absorbés par l'atmosphère ; = 35 % sont transmis par convection et par conduction à l'atmosphère (6% réchauffent l'atmosphère, sous la forme de chaleur sensible et 29% évaporent de l'eau). Les 64 % qui sont temporairement hébergés dans l'atmosphère viennent de trois sources : - 17 % viennent directement du rayonnement solaire ; - 12 % viennent du rayonnement émis par le sol et la végétation ; - 35 % ont été transmis par le sol et la végétation). Ils sont ensuite envoyés eux aussi vers les espaces intersidéraux sous la forme de rayonnement de courte longueur d'onde. Un autre aspect du bilan est que l'émission totale en grande longueur d'onde vaut 70% du rayonnement solaire reçu, qui se décomposent ainsi : - 6% sont émis directement par la Terre (y compris par la végétation) ; - 17% ont été absorbés lors de l'arrivée du rayonnement solaire dans l'atmosphère, et sont ré-émis par l'atmosphère, les poussières et les nuages ; - 12% ont été émis par la Terre, absorbés par l'atmosphère, les poussières et les nuages, et sont ré-émis vers les espaces intersidéraux ; - 35% ont été transmis de la Terre à l'atmosphère, puis ré-émis par celle-ci. Ce bilan équilibré est valable pour l'ensemble du globe, mais il est nettement positif pour les latitudes tropicales, et nettement négatif pour les zones polaires. Il faut donc qu'un système de compensation s'établisse, grâce aux courants océaniques et à la circulation atmosphérique. Les courants océaniques sont lents, et ils ne transfèrent vers les pôles que 10 % de l'énergie excédentaire. L'air se déplace beaucoup plus vite, et un double courant s'établit : en haute altitude, de l'air chaud et humide va vers les pôles, alors que, à basse altitude, de l'air froid et sec va vers l'équateur. Les océans absorbent mille fois plus de calories que les continents, en particulier parce que la chaleur latente d'évaporation de l'eau (voir Annexe 1-3) est beaucoup plus élevée que la chaleur spécifique de la terre. De fait, l'évaporation d'un litre d'eau absorbe 539.000 calories, alors que le réchauffement de 1°C d'un kilogramme de terre absorbe environ 2.000 calories. En conséquence, c'est surtout l'évaporation de l'eau des mers équatoriales (et la condensation de cette eau dans les zones tempérées et froides sous forme de pluie) qui assure l'équilibre thermique de l'ensemble. Cette circulation atmosphérique "méridienne", modulée par la force de Coriolis, sera étudiée dans le paragraphe 13, après avoir examiné les mouvements verticaux de l'atmosphère. 122 LES PROFILS VERTICAUX DE TEMPERATURE DANS LA HAUTE ATMOSPHERE Si l'atmosphère était transparente pour le rayonnement infra-rouge émis par le sol et la végétation (§ 312), la température « radiative » d'équilibre de la Terre serait de - 18°C (G. ISRAEL, 1985). C'est l'effet de serre qui porte la température observée à +14°C, soit 32°C de plus que la température "radiative". L'altitude où sont atteints les - 18°C qui correspondent à l'équilibre est voisine de 2.000 m. Nous verrons dans le paragraphe 842 que l'augmentation de la teneur en CO2 de l'atmosphère augmente l'effet de serre alors que les poussières émises par les volcans le diminuent. Les transformations de l'énergie au sein de l'atmosphère sont très complexes. Leur résultat est que le refroidissement régulier de l'air en altitude, qui nous paraît une évidence, a lieu seulement dans la basse atmosphère (nommée la troposphère, parce qu'elle est le siège de mouvements divers...). Au-delà, trois gradients alternés se succèdent (fig. 12-2 et Atlas). Au-dessus de la troposphère se trouve la tropopause ; elle est située à 8 km d'altitude, dans les régions polaires, avec une température de - 50 degrés C, et, dans la zone équatoriale, à 17 km, avec une température de - 80 degrés C. Ensuite, la température croît à nouveau régulièrement, au sein de la stratosphère (10 km à 50 km) où se trouve la couche d' ozone qui absorbe le rayonnement situé juste au-delà du violet, entre 0,18 et 0,3 microns, qui tuerait les êtres vivants actuels (§ 214 et 843). Cette couche est très ténue, et son épaisseur serait de 3 mm si elle était comprimée à la pression qui règne au niveau du sol. Au dessus de la stratosphère se trouve la stratopause, où la température est voisine de 0 à 10 degrés C. Au-delà, dans la mésosphère, elle décroît à nouveau jusqu'à 85 km (mésopause), puis croît à nouveau dans la thermosphère, qui va jusqu'à 500 km. La couche située entre 80 km et 150 km est aussi nommée ionosphère par ce qu'elle contient les ceintures ionisées qui réfléchissent les ondes radio de courte longueur d'onde (qui sont la cause des « orages magnétiques ») et les aurores polaires (nommées aurores boréales dans l'hémisphère nord). Celles-ci ont pour origine des flux d'électrons et de protons éjectés par le Soleil à grande vitesse (500 km/sec à 1.000 km/sec) qui sont attirés par le champ magnétique des 2 pôles et provoquent la luminescence des ions de l'ionosphère, sous la forme de draperies bleues et vertes, avec des nuances jaunes et rouges. L'azote et l'oxygène des hautes couches absorbent le rayonnement X, qui pourrait nous être néfaste. A partir de 500 km d'altitude, les atomes et les ions sont relativement éloignés les uns des autres, et la température n'a de sens que dans la physique de la cinétique des particules ; elle atteint plus de 1.000°C vers 3.000 km, dans une atmosphère composée surtout d'hélium et d'hydrogène. Ajoutons enfin que 99% de la masse de l'atmosphère terrestre sont inclus dans la troposphère et dans la stratosphère, qui représentent une pellicule très mince, d'épaisseur inférieure à 1% du rayon de la Terre. C'est une des raisons qui justifient leur intégration dans la biosphère.   123 LA STABILITE ET L'INSTABILITE DE L'AIR DANS LA BASSE ATMOSPHERE 123.1 Explication générale L'air chaud monte dans l'atmosphère, (bien qu'il fasse plus froid en altitude) : il suffit de regarder le bourgeonnement d'un cumulus (cf. § 123.2), ou les orbes du vol plané d'une Buse, pour voir que des "ascendances" peuvent naître dans l'air atmosphérique. Dans quelles conditions apparaît cette instabilité ? Pour le comprendre, considérons un petit volume d'air, V1, situé à l'altitude H1, en imaginant qu'il est enfermé dans un ballonnet élastique (fig. 12-3) ; il est en équilibre avec l'air qui l'entoure si son poids est exactement égal à la poussée d'Archimède qu'il reçoit de la part de toutes les molécules d'air qui l'entourent. Les mouvements aléatoires de l'atmosphère peuvent cependant conduire le ballonnet à monter un peu, jusqu'à l'altitude H2, par exemple ; en montant, il se dilate, puisque la pression atmosphérique diminue quand l'altitude augmente. En se dilatant, il se refroidit, par un phénomène nommé "détente adiabatique" ; ce refroidissement est l'inverse de l'échauffement que produit une compression (cet échauffement est sensible, par exemple, dans la main qui tient une pompe de bicyclette, pendant que l'on gonfle un pneu). La dilatation produit un refroidissement, parce qu'elle est un travail, qui consomme de l'énergie aux dépens de l'agitation désordonnée des molécules d'air du ballonnet ; ce prélèvement d'énergie ralentit, en moyenne, les molécules et ceci correspond exactement à une diminution de la température de l'air du ballonnet, puisque la température est précisément le résultat de cette agitation des molécules du ballonnet. Dans l'air sec, le coefficient de décroissance de la température est de 1°C par km d'altitude ; dans l'air humide, il est compris entre 0,4°C et 1°C par km. Comparons maintenant la température de l'air du ballonnet et celle de l'air environnant situé à l'altitude H2 : si l'air du ballonnet est devenu plus froid que l'air qui l'entoure, il sera aussi plus dense, et il redescendra ; l'atmosphère sera alors "stable". Si, au contraire, malgré le refroidissement dû à la détente, l'air du ballonnet est plus chaud que l'air qui l'entoure à l'altitude H2, il sera aussi plus léger que cet air ambiant, et il montera encore plus ; l'atmosphère sera alors "instable" ; en effet une faible ascension aléatoire s'accentue alors automatiquement, en une boucle de rétro-action positive. L'instabilité s'installe ainsi, en moyenne, quand la température de l'air décroît de plus de 1°C par 100 mètres. En résumé, si une petite ascension "accidentelle" du ballonnet suffit pour entraîner une ascension de plus grande ampleur, l'atmosphère est instable. Cette instabilité se produit quand le "gradient" réel de température de l'atmosphère est plus intense que le "gradient de détente adiabatique"de l'air. Les nuages qui se produisent alors sont des "cumulus". C'est le cas, en particulier, quand une masse d'air froid survole des terres relativement chaudes. Nous verrons ainsi, dans le paragraphe 135 (figure 13-5), que l'air qui arrive à la suite d'un "front froid" produit des cumulus. De même, par un matin de brouillard, quand la Terre se réchauffe fortement l'influence du rayonnement solaire, le gradient réel augmente, et le brouillard "se lève". Le raisonnement qui vient d'être fait ne s'applique pas à une couche d'air tout entière. En effet, si l'air monte en un endroit, il doit redescendre ailleurs, et l'instabilité se traduit par une combinaison de courants ascendants et de courants descendants accolés. Quand un avion passe d'une ascendance à un courant descendant, il est brutalement rabattu vers le sol, donnant aux passagers l'impression d'un "trou d'air". 123.2 Les nuages C'est J.-B. de Monet, chevalier de Lamarck qui a proposé, en 1776-1788, dans ses "Phénomènes de l'atmosphère", la classification des nuages que nous continuons à utiliser, mais c'est L. Howard qui, plus tard, a repris ses idées en y ajoutant les noms à consonance latine tels que cumulus, stratus, nimbus, cirrus. Lorsque l'air instable monte et se refroidit, la vapeur d'eau qu'il contient en arrive souvent à se condenser en petites gouttelettes qui constituent un cumulus. Ce phénomène se produit couramment en climat tropical humide, où l'on voit des "flottes de cumulus" apparaître au milieu de la journée, quand le Soleil a réchauffé la terre qui était couverte de rosée matinale. Nos climats, des masses d'air stable peuvent côtoyer des masses d'air instable, à l'échelle de quelques kilomètres. Ainsi, les marais et les sols humides de la Camargue se réchauffent moins vite, au cours de la journée, que les sols environnants ; les courants ascendants sont alors moins forts au-dessus de la Camargue, et il y a moins de condensations nuageuses pendant la matinée. Ceci a été régulièrement vérifié ces dernières années, grâce aux photographies prises régulièrement vers 11 heures du matin par le satellite Landsat. L'importance essentielle de l'instabilité est que les ascendances entraînent une condensation de la vapeur d'eau contenue dans l'air, et provoquent la formation de nuages verticaux. Ainsi, lorsque le Soleil a chauffé toute la matinée un territoire chargé d'humidité, plusieurs phénomènes s'enchaînent : - le gradient de température augmente, - l'air devient instable, - les ascendances produisent ces nuages qui bourgeonnent comme des choux-fleurs, et que l'on nomme cumulus. Si les ascendances s'amplifient, les cumulus noircissent, se gonflent, et deviennent des cumulo-nimbus, puis des nimbus, dont le sommet est en forme d'enclume et qui sont chargés d'éclairs, de grêle et d'orages. Que se passe-t-il au sommet des cumulus ? L'eau qui s'est condensée dans les colonnes ascendantes a donné de la chaleur (à l'inverse de l'eau qui "prend" de la chaleur pour s'évaporer) ; l'air en a bénéficié, et le gradient de température est devenu plus faible. En conséquence, l'instabilité de l'air diminue, les mouvements ascendants ralentissent et s'arrêtent. L'air froid, qui a perdu son humidité, redescend alors sur les flancs du nuage et produit des courants descendants, qui donnent des "trous d'air" (cf. fin du paragraphe 123.1). En moyenne, les nuages contiennent 0,2 grammes d'eau liquide par mètre cube, soit 200 tonnes pour un nuage d'un kilomètre cube. Mais les nuages denses en contiennent beaucoup plus. J.-P. CHALON (2002) donne quelques exemples : un petit cumulo-nimbus, dont le volume est voisin de 1 km3, contient 10.000 tonnes d'eau sous forme de vapeur et 500 tonnes d'eau sous forme de gouttelettes. Un gros cumulo-nimbus occupe 1 000 km3 (l'ordre de grandeur de ses dimensions est 10 km . 10 km . 10 km) ; il peut contenir jusqu'à 1 milliard de tonnes d'eau (soit le poids de 500.000 automobiles) dont plusieurs millions de tonnes d'eau liquide et de glace, et il peut déverser 4.000 tonnes de pluie par seconde. Pourquoi cette masse considérable ne tombe-t-elle pas immédiatement ? En partie parce que des courants ascendants l'entraîne vers le Soleil, mais surtout parce que l'air humide est moins dense que l'air sec ! 123.3 Les gradients atmosphériques Pour suivre ces ascendances, les météorologues envoient dans l'atmosphère des ballons-sondes munis de thermomètres, afin de déterminer le profil des températures réelles. Ils y ajoutent des hygromètres parce que le raisonnement précédent doit être complété par des calculs plus complexes pour tenir compte du refroidissement dû à la condensation de la vapeur d'eau. Ces mesures ont permis de calculer des gradients moyens (pour lesquels l'air est stable) : la décroissance moyenne de la température de l'air dans la troposphère varie entre - 5°C et - 6,5°C pour 1.000 m, et la décroissance de la pression est logarithmique. Au niveau de la mer, on perd 1 mb en montant de 8,4 m ; à 3 km, la décroissance est de 1 mb pour 11,3 m, et, à 5,5 km, la décroissance est de 1 mb pour 14,8 m. Le résultat est résumé dans le tableau ci-dessous : Alt (km) 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 Pression (mb 1013 795 701 616 540 472 411 356 307 899 Temp. (¬°C) 15 8,5 2 -4,5 -11 -17 -24 -30 -37 43,5 En montagne, la situation est souvent complexe. Par exemple, entre Briançon (1.324 m) et une station située à 2.030 m au col du Lautaret (J. RONCHAIL, 1980), le gradient moyen mensuel a varié de 0°C à - 14,7°C au cours des 11 premiers mois de l'année 1978. Ce gradient est plus faible la nuit que le jour, puisque la moyenne mensuelle du gradient des températures minimales, atteintes à la fin de la nuit, est, au cours de cette période, de - 2,4°C, alors que la moyenne mensuelle du gradient des températures maximales y est de - 10,1°C. Cette faiblesse du gradient des minimums résulte de la descente de l'air froid (plus dense) dans les vallées, au cours de la nuit, surtout quand la région est dans une situation anticyclonique (cf. § 124 et § 15) ; il fait alors presque aussi froid dans les vallées que sur la montagne. Au contraire, dans la journée, l'énergie radiative venant du Soleil s'accumule mieux dans la vallée que sur le haut des versants balayés par le vent ; les vallées sont plus chaudes et les sommets plus froids, et le gradient s'accentue. Le gradient thermique varie aussi au fil des saisons : avril 1978 nov. 78 moyenne du gradient des minimums 4,5 0 moyenne du gradient des maximums 14,7 7,8 Cette variation saisonnière vient de ce que, dans cette région, l'amplitude des variations diurnes est proportionnelle à la quantité de rayonnement reçu ; en effet, l'amplitude diurne est grande en été, parce que le Soleil chauffe fortement la terre au cours de la journée, et que le ciel est souvent dégagé de nuages au cours de la nuit, où la terre se refroidit en envoyant un important rayonnement infrarouge (5 à 20 microns) vers les espaces intersidéraux. Au contraire, en hiver, le Soleil reste bas, et le ciel est souvent couvert ; les gradients sont moins intenses. Le gradient de température peut atteindre jusqu'à - 4°C par 100 m quand la terre est très chaude. A l'opposé il peut être inversé au voisinage du sol quand celui-ci est plus froid que l'atmosphère. Ceci se produit en particulier quand la terre se refroidit en fin d'après-midi. L'atmosphère est alors très stable, au point que les fumées urbaines et les émissions de gaz industriels (SO2 et SO3 en particulier) restent au-dessus des villes. Cette situation est si nocive que l'activité industrielle doit alors être stoppée pendant quelques heures dans certaines villes industrielles telles que Toronto. Pendant les nuits claires, la Terre se refroidit beaucoup, et l'eau contenue dans l'air se condense en donnant de la rosée, et quelquefois du brouillard, surtout dans les dépressions où l'air froid descend et s'accumule. 124 LES MOUVEMENTS HORIZONTAUX DE LA BASSE ATMOSPHERE Regardons maintenant une fraction de l'atmosphère couvrant quelques millions de kilomètres carrés. La pression n'y est pas uniforme, et l'air va spontanément des hautes pressions (anticyclones) vers les basses pressions (ou dépressions), mais il n'y va pas en ligne droite, parce que la rotation de la terre (30 km par seconde, soit 1.670 km/h, à l'Équateur) déplace à chaque instant le "but visé". Ceci se comprend aisément dans le cas d'une masse d'air partant du Sahara pour aller vers le Gabon : pendant que l'air se déplace vers le sud, il arrive sur des zones où la Terre tourne vers l'est avec une vitesse plus grande que dans la zone d'où il est parti. La dépression n'arrive pas au Gabon, puisque ce pays a déjà défilé vers l'est pendant que la masse d'air commençait à se déplacer (figure 12-4). Finalement, la masse d'air arrivera à droite de la dépression gabonaise, s'enroulant en quelque sorte autour d'elle. Dans l'hémisphère nord, la masse d'air est ainsi "déviée" vers la droite ; dans l'hémisphère sud, tout s'inverse, et la masse d'air est déviée vers sa gauche. Plus généralement, quand un mobile M, de coordonnées géographiques X et Y, se déplace avec une vitesse Vr à la surface de la Terre, sa vitesse absolue, Va (par rapport à un système de coordonnées indépendant de la position de la Terre) est bien la somme géométrique de sa vitesse relative par rapport à la surface de la Terre, Vr, et de la vitesse propre de la Terre, nommée vitesse d'entraînement, Ve. Vr, la vitesse relative, à pour composantes Vx = dX/dt et Vy = dY/dt Ve, la vitesse d'entraînement, se décompose en une translation OO' et une rotation w. La vitesse absolue du mobile, Va, est sa vitesse par rapport à un système d'axes de coordonnées sidérales indépendant de la position de la terre ; si les coordonnées du mobile par rapport à ce système sidéral sont X, Y, Z, la vitesse absolue a pour composantes dX/dt, dY/dt, dZ/dt, dérivées de X,Y, et Z par rapport au temps. L'accélération absolue de M par rapport à ce système est : Ga = dVa/dt Les composantes de Ga sont d2X/dt2, d2Y/dt2, d2Z/dt2, et l'on démontre en quelques lignes que Ga n'est pas égal à la somme de l'accélération relative et de l'accélération d'entraînement, parce qu'il faut leur ajouter une accélération complémentaire, dite accélération de Coriolis, liée à la rotation de la vitesse d'entraînement. Or la Terre tourne sur elle-même en 24 heures, ce qui correspond à 463 m/seconde à l'Equateur, soit 1.670 km/h.1 Cette accélération existe même si l'accélération d'entraînement et l'accélération relative sont nulles. Il y correspond une force, dite force de Coriolis, qui se manifeste dès qu'un mobile se déplace à la surface de la Terre. Cette force est perpendiculaire à l'axe des pôles et perpendiculaire au vecteur qui représente la vitesse relative du mobile. Sa composante horizontale est du même ordre de grandeur que la force horizontale qui pousse l'air des anticyclones vers les dépressions, et elle est perpendiculaire à la direction du mouvement (Vr), vers la droite dans l'hémisphère nord, vers la gauche dans l'hémisphère sud. Il y aura équilibre "dynamique" si la vitesse de la masse d'air est telle que la force de Coriolis équilibre exactement la résultante des forces horizontales. Cet équilibre sera atteint si la vitesse relative Vr du mobile est perpendiculaire à la composante horizontale des forces de pression. Finalement, les vents sont orientés presque parallèlement aux isobares (fig. 12-3) et non pas selon la direction qui va du centre des anticyclones vers le centre des dépressions. 13 LES PRINCIPAUX CLIMATS DU MONDE Le Soleil tient plusieurs rôles dans le jeu des phénomènes biologiques et PLATON écrivait déjà, cinq siècles avant notre ère : "c'est le Soleil qui fait les saisons et les années, qui gouverne tout dans le monde visible et qui, d'une certaine manière, est la cause de tout ce qu'il voit." (République, VII, 516 b). L'ensemble de l'atmosphère et de la surface des continents et des océans est une gigantesque machine thermique où l'air est brassé par les vents et où l'eau ne cesse de passer de la phase liquide à la phase gazeuse (cf. § 41), et inversement. Ces phénomènes s'ordonnent à la surface du globe en fonction de la latitude, selon de grandes ceintures, nommées "zones" par le mathématicien grec Thalès (mort vers av. J-C.). Un « Abrégé de géographie » de 1716, qui se réfère aux cartes publiées par l'Académie des sciences, commence aussi sa description du monde par l'étude des « zones » climatiques. Pour en comprendre la succession, le plus simple est de partir de la zone équatoriale où le climat résulte directement de l'action du Soleil. 131 LA ZONE EQUATORIALE La figure 13-1 permet de voir que la durée des jours et des nuits varie au cours des saisons : par exemple, le 21 décembre, la partie ombrée de la ligne qui représente le tropique du Cancer est plus longue que la partie éclairée de cette ligne. Cependant, à l'Équateur, les jours et les nuits sont toujours égaux, et le Soleil est exactement au zénith à midi le 20 mars et le 23 septembre ; au solstice d'été, sa trajectoire reste tout entière dans la partie septentrionale du ciel, et, à midi, il monte seulement jusqu'à 66°33' de hauteur au-dessus de l'horizon (et 23°27' d'écart du zénith) ; au contraire, au solstice d'hiver, le Soleil reste dans la partie méridionale du ciel, et atteint aussi 66°33' de hauteur. En résumé, pour les personnes qui vivent à l'équateur, sa trajectoire paraît se balancer, de chaque côté du zénith, un peu au nord pendant notre été, un peu au sud pendant notre hiver. Ces oscillations ne sont pas suffisantes pour entraîner des variations importantes de la température au cours des saisons, et les moyennes mensuelles varient seulement de 1 ou 2 degrés Celsius autour de la moyenne annuelle (généralement voisine de 26°C). La zone équatoriale reçoit beaucoup d'énergie solaire, puisqu'elle est presque perpendiculaire aux rayons du Soleil. Cette énergie radiative se transforme surtout en "chaleur latente de vaporisation" de l'eau disponible. Très souvent, la chaleur reçue pendant le jour produit suffisamment de nuages pour qu'un orage se déclenche en fin d'après-midi, et que la nuit soit humide ou même brumeuse, Finalement, les variations diurnes de la température atteignent souvent 3 à 5°C, et cette "amplitude diurne" est plus grande que l'amplitude saisonnière (qui est la différence entre la moyenne des températures du mois le plus chaud et la moyenne des températures du mois le plus froid). La zone équatoriale est assez fortement arrosée, mais les deux saisons où le Soleil passe au zénith sont les plus pluvieuses. Au contraire, les deux solstices correspondent à de petites saisons sèches. Puisque l'air est fortement chauffé dans la zone équatoriale, il y monte, comme dans une cheminée, et l'équateur correspond à une ceinture de basses pressions, vers laquelle convergent des vents réguliers, les alizés. Ceux-ci amorcent leur trajectoire selon une direction nord-sud dans l'hémisphère nord (et sud-nord dans l'hémisphère sud), mais nous avons vu au paragraphe 124 que l'accélération de Coriolis (qui naît dès qu'un mobile se déplace à la surface de la sphère terrestre) les dévie vers la droite dans l'hémisphère nord, et vers la gauche dans l'hémisphère sud. Le schéma final est présenté sur la figure 13-2. La zone de convergence inter-tropicale est occupée par de l'air humide et souvent instable, qui produit de puissants cumulo-nimbus montant jusqu'à 15.000 m ; pendant les périodes de stabilité, des voiles d'alto-stratus et de cirro-stratus en plusieurs nappes s'établissent fréquemment. La "cheminée équatoriale" est quelquefois nommée ZIC (zone intertropicale de convergence). En fait, c'est seulement sur les océans que le système fonctionne aussi simplement. Sur les continents, et en particulier sur le Sahara (d'après M. LEROUX, 1976), il s'établit plutôt un "front inter-tropical" (F.I.T.) parce que l'air se réchauffe au contact du sol surchauffé et devient moins dense. Une dépression d'une dizaine de millibars s'installe alors entre 25 et 30 degrés de latitude, et la coupe verticale devient un peu plus compliquée. Les pluies issues de ce froid sont plus orageuses, et il s'établit souvent une ligne de "grains" (fig. 13-3) sur la frange méridionale des alizés (renforcés par des injections d'air polaire), entre le lac Tchad et la boucle du Niger. Les alizés entraînent les eaux superficielles des océans en créant des courants marins dirigés vers l'ouest aux latitudes proches des deux Tropiques (fig. 13-6). L'air se charge alors de vapeur d'eau, et les alizés apportent ainsi de l'air tiède et humide sur les parties orientales des continents, en particulier sur l'Amazonie, sur les Caraïbes, sur le nord-est de l'Australie et sur le sud de la Chine. 132 LES ZONES TROPICALES Éloignons-nous de l'équateur, vers le nord par exemple. La saison sèche d'hiver, correspondant à la saison où le Soleil est au-dessus de l'hémisphère sud, sera de plus en plus marquée, et, au contraire, la saison sèche d'été sera très courte, puisque les deux passages du Soleil au zénith, qui encadrent le solstice d'été, seront très rapprochés. On va ainsi progressivement du régime équatorial, à deux saisons sèches égales, vers les régimes tropicaux à deux saisons sèches inégales, puis au régime tropical pur, à une seule saison sèche. En Afrique, cette succession correspond au passage de la zone guinéenne à la zone sahélienne. Le "balancement" annuel de la cheminée équatoriale autour de l'équateur entraîne un déplacement du système des vents et des fronts, qui est illustré par la figure 13-4 pour le cas de l'Afrique. En outre, les masses d'air qui viennent du Golfe de Guinée sont humides et elle donnent naissance à des "lignes de grains" qui se déplacent vers l'ouest et souvent se rechargent en humidité sur l'Atlantique avant d'aller donner des cyclones dans le golfe du Mexique. A haute altitude, les courant-jets vont aussi de l'est à l'ouest (Madden-Julian). Il est souvent parlé de "mousson" pour les pluies du Sahel africain, mais il est préférable de limiter l'usage de ce terme aux phénomènes de l'océan Indien. Le changement climatique différencie encore plus ces deux types de climats, parce qu'il apporte des pluies supplémentaires en Inde alors qu'il augmente la sécheresse dans le Sahel africain. Le total des pluies annuelles diminue régulièrement au fur et à mesure que l'on s'éloigne de l'Equateur, et il est de plus en plus variable d'une année à l'autre. Les plantes les mieux adaptées à cette irrégularité sont les plantes annuelles. PH. DAGET ET AL. (1991) ont suivi l'évolution du recouvrement de 48 espèces annuelles dans une savane parcourue par les troupeaux à 450 km au nord-est de Dakar, dans le Ferlo sahélien : le recouvrement spécifique de Zornia glochidiata, par exemple entre 1981 et 1988 est égal à 51 %, 78 %, 4 %, 0,1 %, 56 %, 75 % et 59 %. et il est expliqué pour 92 % par les précipitations de septembre et de juillet qui varient entre 53 mm et 179 mm. 133 LES ZONES DES GRANDS DESERTS De chaque côté de la zone d'ascension de l'air équatorial, que le Soleil "promène" d'un tropique à l'autre au fil des saisons, s'étendent, au nord et au sud, des zones de stagnation d'air sec (hautes pressions, dites "anticyclones" indiquées sur les figures 13-2, 13-4, 13-5), où se trouvent les grands déserts (Sahara et Kalahari en Afrique, Sonora en Amérique du Nord, Atacama en Amérique du Sud, et Victoria en Australie). Cette simple énumération souligne que c'est sur la partie occidentale des continents que se développent les grands déserts. Ceci est dû en partie à un phénomène annexe : il existe, à l'échelle des océans, un système de courants, qui constituent des cellules plus ou moins elliptiques. La circulation s'y fait de l'équateur vers les pôles dans la partie occidentale des océans, et des pôles vers l'équateur dans la partie orientale (fig. 13-6). En conséquence, ce sont des courants froids qui baignent les parties occidentales des continents, et ils en accentuent le caractère désertique même quand ils provoquent des brouillards côtiers (nommés neblines). Les courants océaniques jouent un rôle capital dans la régulation thermique du globe (J. WHITEHEAD, 1998) et nous y reviendrons dans le paragraphe 842.5. En outre, les alizés, qui vont toujours vers l'ouest, arrivent sur ces zones après avoir parcouru des continents où ils n'ont pas pu se charger d'humidité. Les zones désertiques actuelles n'ont pas toujours existé dans leur répartition actuelle, car elles dépendent de phénomènes qui sont très sensibles aux bilans énergétiques méridiens. Il faut savoir, par exemple, que les ceintures anticycloniques tropicales et polaires n'existent plus en altitude ; au contraire, le profil méridien des isobares situées au-dessus de l'isobare 700 mb décroît régulièrement de l'Équateur vers les pôles, qui correspondent à une intense dépression, où le vent circule constamment d'ouest en est. Les climats désertiques sont couramment définis par la rareté des précipitations, mais les déserts absolus, où il ne pleut pratiquement jamais, sont rarissimes. Sur la plus grande partie des déserts, il pleut quelquefois, mais les pluies sont très irrégulières, et la végétation est obligée d'utiliser des processus extrêmes pour s'adapter à cette non-prévisibilité. Une étude attentive permet cependant de déceler une variation progressive du sud au nord d'un grand désert tel que le Sahara : au sud, les pluies ont plutôt lieu pendant l'été, comme dans la zone tropicale, alors qu'au nord, elles ont plutôt lieu pendant l'hiver, qui est relativement froid. 134 LES ZONES MEDITERRANEENNES Les deux zones de hautes pressions (ou anticyclones) comprises entre 20 et 30 degrés de latitude (nord et sud) sont couvertes par des masses d'air stagnantes, en « subsidence » (fig. 13-2 et 13-5) ; celles-ci alimentent par leur face polaire des vents réguliers qui vont de l'ouest à l'est (fig. 13-2) ; ces vents sont nommés "quarantièmes rugissants" dans l'hémisphère sud, où ils se déploient sans frein sur les trois océans. La frange septentrionale du Sahara est caractérisée par une augmentation progressive des pluies de la saison froide, et le maintien d'une saison sèche en été quand les anticyclones sont le plus loin de l'équateur. Ce type de climat est dit méditerranéen, puisqu'il règne autour de la Méditerranée, mais il existe aussi en Californie, au Chili, dans la province du Cap, et à l'ouest de l'Australie. Une variante très atténuée peut sans doute aussi être décelée au Japon. En effet, il existe autour de la Mer Intérieure, et en particulier dans l'île de Kyushu (I. MIYATA, 1981), d'importantes forêts d'arbres à feuillage persistant (Castanopsis cuspidata, Cyclobalanopsis gilva), et 4 autres espèces du même genre, Machilus thunbergii, Distylium racemosum, etc.). Ces forêts sempervirentes ne suffisent évidemment pas pour dire que le climat est méditerranéen, mais elles obligent au moins à se demander comment les variations climatiques du Quaternaire ont produit ce type de formation. Ph. DAGET (1980) a comparé plusieurs modes de délimitation du climat méditerranéen. Il discute en particulier la valeur relative de la limite biogéographique de l'Olivier, en particulier parce que la limite d'extension d'une plante cultivée dépend trop des techniques agricoles et de la conjoncture économique. Les Romantiques qui redécouvraient la Côte d'azur et la Toscane ont répandu l'idée de la douceur de l'hiver dans les climats méditerranéens, E. de MARTONNE (1929) les a suivis en prenant le critère des températures minimales du mois le plus froid (m) supérieures à 5°C. Mais cette manière de voir oublie que les montagnes de l'Atlas ou de Turquie sont extrêmement froides, quoiqu'elles soient situées indiscutablement dans la zone méditerranéenne. Les auteurs plus récents fixent cette limite à m > 2 ou m > 0, mais cette convention ne résout pas le problème des hautes montagnes méditerranéennes. C'est pourquoi Ph. DAGET confirme que la "sécheresse estivale" est le premier caractère discriminant de la méditerranéité, et qu'elle s'exprime utilement à l'aide du coefficient d'EMBERGER : S = Pe/ME où Pe est la somme des précipitations des trois mois d'été (juin, juillet et août), et ME la moyenne des maximums quotidiens de la température au cours de ces trois mois. Pour le Languedoc et la Provence, la limite semble pouvoir être placée à S < 7 mais pour l'Espagne du Nord, la Bulgarie, le Caucase et le Moyen Orient, il semble préférable de prendre S < 5. En outre, l'indice de continentalité pluviale d'ANGOT, (C = précipitations des six mois les plus chauds/précipitations des six mois les plus froids) est inférieur à l'unité dans les régions méditerranéennes, et l'indice de continentalité thermique de GORCZINSKI modifié par CONRAD doit être inférieur à 25°C. De l'Italie à l'Iran s'étend la limite qui sépare les climats méditerranéens (à sécheresse estivale) des climats tempérés continentaux qui bénéficient de pluies d'orage en été. Le long de cette limite, l'indice de continentalité pluviale C (= précipitations des six mois les plus chauds/précipitations des six mois les plus froids) est voisin de 1. De même, pour qu'un climat soit nettement méditerranéen, il faut que le coefficient de continentalité thermique K' soit inférieur à 25 : K' = (1,7 A / sin(phi + 10 + 9h)) - 14 avec : - A : amplitude thermique moyenne, - phi : latitude, - h : altitude 135 LES ZONES TEMPEREES Au-delà, en allant vers le nord, s'étendent les climats tempérés, dominés par la circulation "zonale" des vents d'ouest. La dominance de ces vents, dont l'ensemble constitue les deux "tourbillons circumpolaires", se comprend si l'on se souvient que les masses d'air venant des anticyclones tropicaux et montant vers les latitudes moyennes sont entraînées par la Terre avec une grande vitesse, vers l'est, alors que la rotation de la Terre affecte peu les masses d'air polaire ; finalement, quand les masses d'air tropicales arrivent dans la région tempérée, elles continuent à avancer, sur leur lancée, vers l'est. Les climats tempérés sont "océaniques" sur les côtes occidentales, et l'écart entre les températures de l'hiver et de l'été y est relativement faible, parce que le « volant thermique » de l'eau des océans est beaucoup plus fort que celui de la terre des continents, en particulier parce que l'évaporation de l'eau, en été, absorbe une quantité de chaleur considérable. Pour l'Europe occidentale, la chaleur apportée par le Gulf Stream est un complément faible mais non négligeable. Le climat devient de plus en plus « continental » au fur et à mesure que les masses d'air survolent les continents. Ceux-ci se réchauffent (et se refroidissent) plus vite que les océans, et les variations annuelles des températures y sont beaucoup plus accentuées. En outre, les turbulences ascendantes qui s'établissent en été au-dessus des terres surchauffées entraînent l'apparition d'orages, qui apportent des précipitations estivales. Au contraire, en hiver, les continents se refroidissent intensément ; l'air qui les surmonte se refroidit aussi ; il devient plus dense et plus stable ; ainsi, de hautes pressions s'établissent, capables de contrer les vents d'ouest et d'envoyer des vents d'est glacés vers les côtes maritimes occidentales. La zone des vents d'ouest est fragmentée, le long des parallèles, en une succession de cellules de basses pressions « cycloniques ». Les courbes qui expriment la forme de ces immenses cuvettes sont les isobares, équivalentes aux courbes de niveau concentriques qui entourent un lac. On pourrait penser que l'air va en droite ligne de l'anticyclone vers le centre de la dépression mais, ainsi que nous l'avons vu au paragraphe 124, l'accélération de Coriolis détourne les masses d'air vers leur droite dans l'hémisphère nord, et la dépression y sera ainsi entourée d'un grand tourbillon qui tourne en sens inverse des aiguilles d'une montre. Finalement, les vents sont presque parallèles aux isobares et d'autant plus forts que celles-ci sont plus serrées. Le centre de la dépression est constitué par la pointe d'un "coin" d'air chaud qui vient se glisser dans les masses d'air arctique (ou antarctique). Le contact entre ces masses d'air provoque des phénomènes qui peuvent être caractérisés sur une coupe verticale, d'orientation ouest-est (fig. 13-7). Le coin d'air chaud progresse vers l'est en écrasant l'air froid sous sa masse. Au contact des deux masses d'air (« front chaud »), la vapeur d'eau incluse dans l'air chaud se condense en donnant une série de nuages de plus en plus bas, qui se transforment souvent en pluies. A l'ouest de la perturbation, l'air froid dense situé à l'arrière du coin d'air chaud soulève ce dernier, et produit un "front froid" souvent ourlé de cumulo-nimbus (la classification des nuages est assez récente, puisqu'elle vient de J.-B. de LAMARCK et elle reste encore imparfaite, mais il est utile de la connaître pour distinguer les types de temps, qui sont essentiels dans la bioclimatologie la plus moderne). Un observateur au sol, situé dans la zone des vents d'ouest, voit ainsi se succéder trois masses d'air, séparées par deux fronts : une masse d'air froid, souvent peuplée de cumulus pendant la journée ; le gradient réel de température entre le sol, relativement chaud, et le haut de cette masse d'air froid est plus fort que le gradient de détente adiabatique (cf. § 123) ; en conséquence, l'air est un peu instable ; le vent y est du secteur sud-ouest ; le front chaud, accompagné de stratus de plus en plus bas et souvent d'une pluie fine ; le gradient de température devient plus faible que le gradient de détente adiabatique, et l'air devient stable ; il est porté par un vent d'ouest ; la masse d'air chaud ; le front froid, généralement un peu orageux (puisque le gradient de température y est fort) et presque toujours porteur d'averses ; son passage s'accompagne d'une "montée" du vent vers le noroît ; une masse d'air froid, qui apporte souvent du ciel bleu entre les cumulus, puis du beau temps.   En altitude, vers 12 km, près de la discontinuité de la tropopause, dans la zone où s'affrontent l'air polaire et l'air tropical (CF. J. TRIPLET ET G. ROCHE, 1971) s'établit périodiquement un courant-jet, qui peut atteindre 100 m/s, surtout en hiver. 136 LES ZONES POLAIRES Au nord de la trajectoire des dépressions, règnent les masses d'air polaire, qui correspondent habituellement à un anticyclone. En effet, l'air froid des pôles est dense et il "descend" vers les latitudes plus basses. Au cours de ce déplacement, la force de Coriolis le dévie vers l'ouest aussi bien dans l'hémisphère nord que dans l'hémisphère sud. Cet air froid rencontre, au voisinage de 60° de latitude, l'air tempéré tiède et il en condense alors la vapeur d'eau. En conséquence, le temps y est souvent brumeux, et les inversions de température y sont fréquentes. 137 VUE D'ENSEMBLE : UNE CLASSIFICATION GENERALE DES CLIMATS La classification des climats à l'échelle du monde commence à pouvoir être reliée aux grands types de végétation, en particulier si l'on ordonne les climats en fonction de caractères importants pour la vie des végétaux, en suivant, par exemple, une synthèse déduite de celle de L. EMBERGER (1945), qui hiérarchise les caractères de la manière suivante : - le premier de ces caractères est l'opposition entre les climats désertiques et les climats non désertiques ; - le second est le type de photopériodisme ; - le troisième est l'amplitude des variations thermiques saisonnières ; - le quatrième est la présence d'une (ou deux) saisons sèches ; - le cinquième est la "forme" de climat, c'est-à-dire le degré de sécheresse (celle-ci peut être constante au cours de l'année, ou concentrée en une ou deux saisons sèches) ; - le sixième est la « variante », qui dépend des froids hivernaux.   La classification peut alors être présentée sous une forme simple : 1 - Climats désertiques (c'est-à-dire où les précipitations ne surviennent pas tous les ans) 11 - Climats désertiques équatoriaux, où les jours et les nuits sont égaux tout au long de l'année ; ils sont localisés dans des plaines, à l'exception de quelques montagnes du sud du Pérou ; la température y est élevée tout au long de l'année. 12 - Climats désertiques tropicaux, où le rythme photopériodique quotidien est presque constant et les saisons thermiques peu prononcées ; ils sont chauds toute l'année (Chili, entre 25 degrés N et la frontière septentrionale ; S-O de l'Afrique, entre 18 degrés S et 30 degrés S ; littoral de l'Érythrée ; Arabie méridionale ; région d'Aden). 13 - Climats désertiques à saisons thermiques prononcées et à photopériodisme quotidien nettement inégal. 131 - à hivers relativement chauds (Basse Californie, Sahara). Les maxima mensuels de température y atteignent 50 °C en Irak, 57 °C en Libye et en Californie. L'amplitude thermique diurne peut y atteindre 50 °C. 132 - à hivers moyennement froids (Sahara oriental ; Nord de la Californie) 133 - à hivers très froids (Turkestan oriental). 2 - Climats non désertiques, où il pleut tous les ans, au moins pendant certaines saisons. 21 - Climats intertropicaux, à photopériodisme uniquement quotidien. 211 - Climats isothermes : durée des jours et durée des nuits presque égales. 211.1 - Pas de saison sèche (lorsque ces climats sont secs, ils le sont par l'abaissement général de la pluviosité) : Ce sont les climats équatoriaux typiques. Il en existe plusieurs formes, telles que : - le climat équatorial humide, où les moyennes mensuelles varient seulement de 1 ou 2 degrés Celsius autour de la moyenne annuelle (généralement voisine de 26°C) ; les variations diurnes de la température atteignent souvent 3 à 5°C ; les précipitations peuvent atteindre 2.000 mm à 4.000 mm. - le climat équatorial subhumide, - le climat équatorial semi-aride, - le climat équatorial aride, - le climat équatorial per-aride, - le climat équatorial de haute-montagne. 211.2 Deux saisons sèches, l'une (celle qui correspond, sur l'hémisphère nord, à notre été) étant la moins accusée, l'autre très nette, coïncidant avec notre hiver. Ce sont les climats subéquatoriaux (mêmes formes que ci- dessus, sous 211.1). 212 - Climats à saisons thermiques marquées ; durées des jours et des nuits nettement, mais faiblement, inégales. Pluviosité concentrée sur la période correspondant à une période chaude : ce sont les climats tropicaux. Suivant l'intensité et la durée de la saison sèche, on peut distinguer au moins cinq formes : humide (où les précipitations annuelles atteignent 12 mètres en Inde), subhumide, semi-aride, aride, saharienne (très aride) et une forme de haute montagne, ainsi que des variantes (chaude et moins chaude) pour chacune d'elles. 22 - Climats extratropicaux, à photopériodisme quotidien et saisonnier ou uniquement saisonnier, à saisons thermiques. 221 - Climats sans saison très froide (y compris des climats relativement secs, où la sécheresse est due à un abaissement général de la pluviosité). Ces climats sont souvent dits tempérés. Les formes de ces climats ne sont pas encore connues, mais il y a sûrement des formes homologues des climats précédents (humide, subhumide, semi-aride, aride, per-aride et haute montagne) avec des variantes chaudes ou froides, suivant les températures hivernales. 221.1 - Climats sans saison sèche régulière (climats océaniques quand la proximité de l'océan atténue les contrastes thermiques) 221.2 - Climats à saison sèche hivernale, où la pluviosité est concentrée sur la saison chaude. Ces climats sont souvent dits continentaux et présentent les mêmes formes que les climats océaniques. L'amplitude thermique annuelle atteint 67 °C en Sibérie. 221.3 - Climats à saison sèche estivale, où la pluviosité est concentrée sur les saisons froides. Ce sont les climats méditerranéens. Formes reconnues : - climat méditerranéen per-aride (saharien), - climat méditerranéen aride, - climat méditerranéen semi-aride, - climat méditerranéen subhumide, - climat méditerranéen humide, - climat méditerranéen de haute montagne. Chacun de ces climats peut, à son tour, être décomposé en plusieurs variantes, suivant que la moyenne des minimums du mois le plus froid est nettement supérieure à 0 degré, autour de 0 degré, ou nettement en- dessous de 0 degré. 222 - Climat du soleil de minuit, à photopériodisme plus ou moins bi-saisonnier ; climats froids. 222.1 - Climats ayant encore une alternance quotidienne des jours et des nuits, mais photopériodisme déséquilibré à très longs jours en été et très longues nuits en hiver : ce sont les climats subpolaires dont les formes ne sont pas définies), mais il existe sûrement un climat sub-antarctique, caractérisé par un régime thermique quasi équatorial, de très faible amplitude, même en hiver (Kerguélen, Shetland du Sud, Orcades du Sud, et la Terre de Graham). 222.2 - Climats tendant vers 6 mois de nuit et 6 mois de jour : ce sont les climats polaires. On y distingue quelquefois, pour l'Antarctique : - un climat polaire continental, - un climat polaire glacial, où la température peut descendre jusqu'à - 89 °C (à la base de Vostok), avec des précipitations presque nulles (situation anticyclonique permanente). L'évolution des climats est examinée en particulier dans le paragraphe 23. 14 LES PHENOMENES CLIMATIQUES REGIONAUX ET LOCAUX 141 LES MOUSSONS Le phénomène des moussons est en opposition avec la circulation générale. C'est pourquoi il doit être considéré comme "régional", quoiqu'il s'étende sur tout le sud du continent asiatique. Il a été vu, dans les paragraphes 121 et 131, que la circulation méridienne globale est régie par l'alternance des zones de basses et de hautes pressions (figure 13-3) ; cette alternance est nette au-dessus des océans, mais elle est perturbée par les grandes masses continentales, et en particulier par le continent asiatique, où la Sibérie est extrêmement froide en hiver : la masse d'air froid qui couvre en hiver la Sibérie est plus dense que les masses d'air voisines (puisque l'air froid est plus "lourd" que l'air chaud). En conséquence, la pression atmosphérique est plus forte au-dessus de la Sibérie et elle atteint, en moyenne, 1.035 mb (et elle est montée jusqu'à 1.083 mb le 31 décembre 1968), et il apparaît un anticyclone de Sibérie qui irradie des flux d'air sec (mousson d'hiver) vers le sous-continent indien et l'Indonésie (fig. 14 -1). Au contraire, en été, le continent surchauffé constitue une dépression qui fait appel d'air, et attire les masses d'air tiède et humide qui stagnent au-dessus de l'Océan indien (mousson d'été). Le caractère original de ce phénomène est le renversement brutal des courants atmosphériques, qui s'effectue en quelques jours, en particulier pour l'arrivée de la mousson pluvieuse, accompagnée d'orages désirés et célébrés. La mousson accompagne l'apparition d'El Nino : la mousson d'été rafraîchit habituellement la « piscine » d'eau chaude qui stagne près de l'Indonésie ; quand ce rafraîchissement est insuffisant, le courant chaud qui va d'Indonésie vers le Chili s'intensifie et apporte de la chaleur jusqu'à Noël, la fête d'El Nino, l'Enfant-Jésus ; les bancs d'anchois ne trouvent plus les eaux froides de la remontée océanique (upwelling) située au large du Chili ; des pluies torrentielles arrivent sur les Andes et quelquefois sur la Californie, avec leur cortège d'épidémies ; inversement, la sécheresse sévit sur l'Inde et l'Indonésie ; les typhons sont plus fréquents sur le Pacifique et les ouragans plus rares sur l'Atlantique ; les courants-jets de haute altitude sont déviés, etc. Sur les autres continents, des phénomènes saisonniers qui présentent quelques analogies avec les moussons sont aussi observés (M. LEROUX, 1974, 1975) : en Afrique équatoriale (fig. 13-4), en Amazonie et au nord de l'Australie, pendant la saison chaude, une dépression continentale attire les masses d'air humides venant des océans. Ce phénomène ne s'accompagne pas d'une inversion saisonnière de la direction du déplacement des masses d'air, et il n'est qu'une simple déviation des alizés à la fin de leur parcours. Il est un peu abusif de le nommer "mousson", parce que ce terme d'origine arabe ("mausim" = saison) mérite de caractériser les oppositions saisonnières radicales. 142 LA BRISE DE TERRE ET LA BRISE DE MER En moyenne, 88% de l'énergie envoyée par le Soleil sur la mer est transformée en chaleur latente d'évaporation. Plus précisément, pour élever de un degré la température d'un gramme d'eau, il faut 1 calorie (mais il faut 600 calories, c'est-à-dire 2.500 joules, pour le vaporiser, alors qu'il en suffit de 80 pour faire fondre 1 g de glace). En conséquence, la mer se réchauffe moins vite que la terre, au cours de la journée, et la terre cède une partie de sa chaleur à l'air qui se dilate et monte, produisant un appel d'air. Celui-ci se traduit au niveau du rivage par un vent frais, la "brise de mer", qui s'établit au cours des heures chaudes (fig. 14 -2a). La nuit, au contraire, la terre se refroidit plus vite que la mer parce qu'elle rayonne plus de chaleur vers les espaces intersidéraux ; l'air situé au-dessus de la terre se refroidit par contact ; il devient plus dense, et alimente la "brise de terre" (fig. 14 -2b). Dans la région des Grands Lacs du nord-est de l'Amérique, lorsque des masses d'air froid arctique (dont la température est comprise entre - 10°C et - 20°C) arrivent au-dessus des lacs, elles se réchauffent, puis s'élèvent et engendrent des nuages. La condensation de la vapeur d'eau et sa solidification en neige donnent des calories à l'air ambiant, qui se réchauffe et monte encore plus, et ainsi de suite jusqu'à épuisement de la vapeur d'eau contenue dans l'air. Finalement, la région des Grands Lacs reçoit nettement plus de neige que le Labrador. 143 LES BRISES DE MONTAGNE Des phénomènes analogues se produisent dans les vallées, où les versant exposés perpendiculairement aux rayons du Soleil sont à l'origine d'ascendances qui appellent l'air du fond de la vallée ; c'est la brise d'aval (sauf au-dessus des glaciers où une couche d'air froid, épaisse de quelques dizaines de mètres, descend régulièrement, de jour comme de nuit ; c'est le "vent du glacier"). La nuit, l'air froid descend la vallée par gravité, donnant lieu à la brise d'amont. A la fin de la nuit, l'air du fond de la vallée est plus froid que celui qui le surmonte ; il y a donc souvent une inversion de température qui favorise la condensation des brouillards, dans une atmosphère calme. Ensuite, le Soleil chauffe le sol dans les vallées ce qui entraîne un réchauffement de l'air des vallées et une montée de cet air chaud vers le haut. Ces alternances sont à l'origine du dicton bien souvent vérifié : "Nuages sur les monts reste à la maison, nuages dans la vallée, va à ta journée." 144 LE FOEHN Quand une masse d'air monte pour franchir une chaîne de montagnes, elle se refroidit ; la vapeur d'eau s'y condense en donnant un niveau de nuages ou de brouillards, souvent à partir de 800 m environ (c'est l'"étage des brouillards", généralement favorable au Hêtre). Après avoir passé la crête, la masse d'air sec descend sur l'autre versant, et se réchauffe, devenant ainsi encore plus sèche (fig. 14 -3). En effet, la pression de vapeur saturante, Ps, est une fonction régulièrement croissante de la température : T en °C Ps en mb -20 -18 -16 -14 -12 -10