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DEUG 1 / FIP 1 GEOGRAPHIE Initiation à la climatologie Climatologie générale par Pr KOLI Bi Zuéli Bernard et Dr Pauline DIBI KANGAH Institut de Géographie Tropicale (IGT) Université de Cocody-Abidjan Laboratoire d’études et de recherches sur les Milieux Naturels Tropicaux (LAMINAT) Notes de lecture et de cours - 2011

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DEUG 1 / FIP 1 GEOGRAPHIE

Initiation à la climatologie

Climatologie générale

par

Pr KOLI Bi Zuéli Bernard

et

Dr Pauline DIBI KANGAH

Institut de Géographie Tropicale (IGT)

Université de Cocody-Abidjan

Laboratoire d’études et de recherches sur les Milieux Naturels Tropicaux (LAMINAT)

Notes de lecture et de cours - 2011

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Sommaire

Introduction ........................................................................................................................................... 3

Chapitre I - Atmosphère et Pressions Atmosphériques ..................................................................... 6

1.1 - Composition et Structure Verticale ............................................................................................. 6

1.2 - La Pression Atmosphérique ou « Poids de l’Air » ...................................................................... 8

Chapitre 2 - Rayonnement Solaire et Bilan Radiatif du Globe ....................................................... 10

2.1 - Le Rayonnement Solaire ........................................................................................................... 10

2.2 - Bilan Radiatif de la Terre .......................................................................................................... 10

Chapitre 3 - Températures et Moyennes Thermiques ..................................................................... 15

3.1 - La Température de l’Air............................................................................................................ 15

3.2 - Les Moyennes Thermiques ....................................................................................................... 16

Chapitre 4 - Vents, Aérojets et Circulation Atmosphérique ........................................................... 18

4.1 - Les Vents................................................................................................................................... 18

4.2 - Les Aérojets .............................................................................................................................. 20

4.3 - La Circulation Atmosphérique Générale et son Balancement Saisonnier ................................ 22

Chapitre 5 - Précipitations et Perturbations ..................................................................................... 23

5.1 - L’Eau dans l’Atmosphère ........................................................................................................ 23

5.2 - Les Précipitations ...................................................................................................................... 24

Chapitre 6 - Les grands phénomènes atmosphériques..................................................................... 29

6.1 - Le Rythme des Saisons ............................................................................................................. 29

6.2 - Les Cyclones ............................................................................................................................. 30

6.3 - Les Tornades ............................................................................................................................. 33

6.4 - Les Ouragans............................................................................................................................. 34

6.5 - Les Orages................................................................................................................................. 36

Chapitre 7 - Les Climats de la Terre ................................................................................................. 39

7.1 - Échelles Climatiques ................................................................................................................ 39

7.2 - La Trame des Grands Climats ................................................................................................... 40

Annexes : Cartes d’Atlas .................................................................................................................... 42

Bibliographie Sélectionnée .................................................................................................................. 46

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Introduction

Climatologie : c’est la branche de la géographie physique qui étudie les climats de la terre c'est-à-

dire la succession des conditions météorologiques ou des états de l’atmosphère d’un lieu donné sur de

longues périodes. La climatologie est donc une science rétrospective qui se fonde sur des séries

d’observations antérieures (10 ans au moins et 30 ans si possible). Elle s'intéresse essentiellement à la

classification des climats à travers leurs : (a) caractéristiques ; (b) répartition et extension spatiales ;

(c) facteurs d’explication et (d) évolutions.

Météorologie : c’est la science qui traite principalement de la mécanique des fluides appliquée à l’air

tout en faisant usage de la physique, de la chimie et des mathématiques. La météorologie étudie le

temps à court terme; c’est donc une science prospective. Elle analyse et mesure des phénomènes qui

se produisent dans l’atmosphère sur une courte période de temps (3 à 15 jours maximum). La

météorologie étudie donc le temps qu’il fait ; c’est de la prévision du temps.

La climatologie (science de synthèse) est relativement différente de la météorologie (science

analytique et explicative) ; quoique la météorologie soit à la base de la climatologie. La climatologie

et la météorologie sont liées par l'utilisation des mêmes données : enregistrements quantitatifs de

variables mesurées, interprétation de bulletins météorologiques quotidiens ou de coupes verticales de

l'atmosphère appelées émagrammes. La climatologie se distingue de la météorologie par un souci du

long terme (et non du futur très proche) et par un souci de spatialisation. Cependant ces deux sciences

sont complémentaires ; la connaissance de l'atmosphère utilise trois notions précises : (a) temps ; (b)

saisons et (c) climat.

Le temps correspond à un état passager de l’atmosphère. Il est lié à la combinaison

d’éléments atmosphériques à un moment donné et en un lieu donné. Le temps est donc un état

particulier propre à un espace et est à durée déterminée (jour, mois) comme par exemple une

journée ensoleillée ou un mois pluvieux. En d’autres termes, le temps est concret et

observable directement par l’homme grâce à des paramètres atmosphériques mesurables tels

que : température, chaleur, humidité, pression atmosphérique, vents, précipitations, etc. Les

valeurs de ces paramètres se combinent de diverses manières pour définir le temps qu’il fait.

La saison correspond à une division de l’année selon l’état atmosphérique qui implique une

certaine constance. A chaque saison peut dominer un type de temps : (a) saison des pluies

(temps pluvieux, nuages, humidité élevée) ; (b) saison sèche (temps sec, peu nuageux, soleil,

chaleur) et (c) saisons thermiques (été, automne, hiver, printemps avec leurs spécificités).

Dans les pays tempérés, les saisons sont déterminées par les variations

thermiques : elles sont dites saisons thermiques c’est à dire liées aux températures.

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Par contre dans les pays tropicaux, les saisons sont déterminées par les variations

pluviométriques : elles sont dites saisons pluviométriques c’est à dire liées aux

pluies.

Le climat correspond à une synthèse des temps qu’il fait dans un lieu sur une longue période.

Le climat se définit après une étude systématique de la totalité des types de temps

(l’Organisation Mondiale de la Météorologie (OMM) préconise 30 ans pour les pluies et 15

ans pour les températures). En règle générale le climat ne varie pas, ou assez peu, en un

endroit donné du globe sur une durée de l’échelle du siècle. Mais sur des temps géologiques,

le climat peut changer considérablement. Par conséquent : (a) à l’échelle humaine : le climat

est constant ; (b) à l’échelle géologique : on peut envisager la possibilité de changement

climatique et (c) à l’échelle saisonnière : on parle de variation climatique comme par

exemple, le climat équatorial avec quatre saisons (grande saison sèche – grande saison des

pluies – petite saison sèche – petite saison pluvieuse) et chaque saison enregistre différents

types de temps.

Dans l’étude des climats, l’atmosphère terrestre tient une grande place ; mais ce qui se passe

dans l’atmosphère terrestre est fonction de l’énergie solaire. Les climats de la terre dépendent donc de

la puissance énergétique émise par le soleil et surtout de la position de la terre par rapport au soleil.

Le mot climat apparait en français au 12ème

siècle, dérivant du bain climatis. Son origine est

grecque où klima est l'inclinaison d'un point de la Terre par rapport au Soleil. Les mathématiciens et

astronomes de la Grèce antique découpaient le globe en « zones » caractérisées par l'inclinaison des

rayons solaires sur l'horizon. Par exemple, Aristote évoque dans son petit traité sur les

« Météorologiques », une « zone thermique centrale brûlante » ; mais il ne faut pas y voir un

découpage fondé sur la circulation atmosphérique conditionnant des climats spécifiques.

Le climat est une abstraction : en effet, définir le climat n'est pas facile. Cependant un relatif

consensus a pu s'établir autour de la définition suivante : « le climat est la synthèse des conditions

atmosphériques à long terme d'un lieu ». Cette définition intègre les moyennes des différents

paramètres du temps (température, pression, pluviométrie, etc.), la récurrence des types de temps en

fonction du moment dans l'année (exemple : la norme saisonnière) et la probabilité d'événements

extrêmes contre lesquels les sociétés doivent se prémunir.

Climatologie géographique et sciences connexes : les sciences de la Terre ou de l'atmosphère,

avec différentes méthodes, ont contribué à modifier le champ de la climatologie. La connaissance des

climats actuels et de leurs variabilités est nécessaire aux géologues et paléontologues travaillant sur les

climats passés, afin d'établir des comparaisons. Leurs constatations permettent de contrôler les

hypothèses des changements climatiques. L'étude des climats passés est la paléoclimatologie. Le

climat entretient donc des liens très étroits avec l'histoire, même s'ils sont toujours suspects de

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déterminisme. Toutefois, cette étude, en fonction de l'histoire humaine s'appelle climatologie

historique qui au milieu de ce siècle, les travaux de Le Roy Ladurie ont fait du climat un sujet

d'histoire. Quant aux physiciens, en modélisant le fonctionnement du système atmosphérique, ils

établissent des scénarios possibles du climat futur, dont les géographes doivent tenir compte. La

climatologie se veut donc descriptive mais explicative.

En effet, la climatologie s'est longtemps préoccupée d'inventorier, de classer et de nommer les

climats autour de ce qui était permanent, régulier d'une année à l'autre, en particulier le cycle des

saisons, prolongeant ainsi la première description du climat chinois du Xia Xiao Zheng (20 siècles

avant J-C). Ainsi, plus que sur la description exhaustive des caractères d'un climat moyen, les

recherches récentes mettent l'accent sur les variations : tendances, oscillations, cycles, anomalies.

Ceci, à différentes échelles d'espace et de temps définissent, pour chaque climat, les contraintes

(sécheresses, précipitations de forte intensité, tempêtes etc.) et les ressources (fort ensoleillement,

disponibilité en eau, vent régulier, etc.).

Mais pour chaque lieu, les événements climatiques possibles restent compris entre certaines

limites. Si les saisons alternent immuablement d'une année à l'autre dans un ordre défini, elles peuvent

être anormalement précoces, tardives, courtes, mal caractérisées etc. Il peut même s'y produire un

petit nombre d'aléas possibles (perturbation de forte intensité, pluies diluviennes, etc.). Si les résultats

provoquent de lourds dégâts, on parlera de catastrophes climatiques, mais cette terminologie suppose

que c'est une collectivité humaine qui est affectée. Actuellement, la perception et le comportement des

sociétés humaines face aux aléas climatiques sont très divers.

Le système solaire s'est formé il y a 4,6 milliards d'années. Des sept planètes ayant une

atmosphère, seule la Terre, de par sa distance au soleil, connaît à la fois des températures positives et

négatives, nécessaires à l'existence de l'eau sous les trois états de la matière (solide, liquide, gazeux).

Le dégazage progressif du noyau primitif a permis au gaz carbonique (CO2) et à la vapeur d'eau (H2O)

de retenir la chaleur au voisinage de la surface terrestre par effet de serre (processus naturel de

réchauffement de l’atmosphère intervenant dans le bilan radiatif de la terre). Les pluies ont formé

progressivement les océans et grâce aux algues bleues qui ont libéré de l'oxygène, la vie est sortie de

l'eau à la conquête des continents il y a 3 milliards d'années. Depuis, le climat planétaire est resté

relativement stable.

Le système planétaire est une gigantesque machine dont le soleil alimente le moteur. Les

différents constituants du système que sont l'atmosphère (principalement gazeuse), l'hydrosphère

(liquide), la cryosphère (glace), la lithosphère (roches) et la biosphère échangent en permanence de

l'énergie, de l’eau et de la matière, recyclant ainsi l'énergie venue du soleil. Les transferts d'eau et

d'énergie qui se produisent à l'interface avec l'atmosphère relèvent de la climatologie. Le système

planétaire est en équilibre interne grâce à ces multiples interactions et rétroactions : on dit qu'il est

autorégulé et métastable.

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Chapitre I - Atmosphère et Pressions Atmosphériques

L’atmosphère est la couche d’air qui entoure la terre. Elle repose donc sur toute la surface du

globe terrestre. Du point de vue de la physique, l’atmosphère obéit aux mêmes lois que l’eau car c’est

un fluide ; la seule différence est que sa densité est plus faible que celle de l’eau.

1.1 - Composition et Structure Verticale

L’atmosphère terrestre a une structure pelliculaire si l’on compare son épaisseur au diamètre

de la terre. Il est difficile de lui donner une épaisseur mathématique car le système est ouvert vers le

« ciel ». L’atmosphère est constituée essentiellement d'un mélange gazeux. Elle comprend 78%

d'azote (N2, important pour la vie et la nutrition des plantes), 21% d'oxygène (O2, indispensable à la

respiration), près de 1% d'argon (Ar), de l'ordre de 0,03% de dioxyde de carbone ou gaz carbonique

(CO2), et des quantités proportionnellement infime d'hélium, d'hydrogène, de krypton, de méthane, de

monoxyde de carbone, de néon, d'ozone et de xénon. Le mélange reste à peu près constant, sauf vers

30 à 40 km d'altitude où se concentre l'ozone (O3) dans ce qu'on appelle « la couche d'ozone ».

La proportion de ces différents éléments varie avec l’altitude et cela détermine la variation

verticale des paramètres climatiques comme la température, l’humidité, la pression. Notons que dans

l'atmosphère, l'eau est le seul corps rencontré sous les trois états de la matière : (a) gazeux (vapeur

d'eau), (b) liquide (gouttelettes nuageuses) et (c) solide (cristaux nuageux). D'autres corps solides,

comme les poussières, cendres et cristaux de sel marin sont présents en quantité variable selon leur

source. Ils jouent un rôle important dans la condensation et l'absorption du rayonnement solaire.

Cependant, compte tenu de la variation des températures, de la proportion de certains gaz et de la

pression atmosphérique, on observe quatre régions ou couches superposées (voir Fig.1.1) :

Figure 1.1 : Structure de l’Atmosphère

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La Troposphère ou basse atmosphère s’étend de 0 à 12-16 km : c’est la partie la plus agitée

de l’atmosphère avec la présence de mouvements horizontaux et verticaux. En effet, la

plupart des phénomènes météorologiques s’y développent. Elle contient les ¾ de la masse

atmosphérique, toute l’eau et les corps solides. Sa température baisse régulièrement de 0,65°C

par 100 m (environ 6°C tous les 1000m) à partir de 3 km. La troposphère n’est pas

homogène : la couche de base ou géographique (0 à 3 km) et la couche libre (3 à 12-16 km).

Notons que la troposphère est plus mince aux pôles (6 à 9 km) qu’aux moyennes latitudes

(environ 11 km) ou à l’équateur (12 à 16 km). Sa limite supérieure s’appelle tropopause.

La Stratosphère (12-16 à 50 km) et la Mésosphère (50 à 80 km) : la stratosphère est le

siège de vents rapides et les températures augmentent jusqu’au sommet tandis que dans la

Mésosphère, les températures diminuent jusqu’au sommet (-90° ; refroidissement). La

stratopause marque la base de la Mésosphère. Ces deux couches sont caractérisées par une

absence de vapeur d’eau, une humidité relative de 25%, par la raréfaction des gaz et la

présence de la plus grande partie de l’ozone (de 15-30 à 40 km). L’ozone (O3), forme

triatomique de l’oxygène, connaît une concentration maximum à partir de 15 km (au-dessus

des régulations polaires) et 30 km (à l’équateur) : on parle de couche d’ozone. L’ozone est

produit par la recomposition des atomes libres d’oxygène dissociés par les rayons ultra violets

(0,1 à 0,4 μm) du soleil. Il constitue un filtre contre ces radiations nocives, mais sa grande

instabilité peut donner de l’oxygène. Dans ces deux parties de l’atmosphère, on note une

faiblesse des mouvements verticaux et une prédominance des mouvements horizontaux de

l’air. Elles sont le siège des vents d’Est en été et des vents d’Ouest en hiver.

La Thermosphère ou Ionosphère ou encore haute atmosphère s’étend de 80 à 800 km. 800

km est la limite où on a 106 atomes/cm

3 d’air (contrairement à 20*10

6*10

9 molécules/cm

3 d’air

au sol) ; ces substances ne sont pas considérées comme des gaz. Les températures y sont

élevées (environ 1000°C). On parle aussi d’Ionosphère car il s’y produit une ionisation de

l’air ou dissociation atomique (modifications du nombre d’électrons de l’atome) en électrons

libres. L’ionisation est due aux rayons ultraviolets et rayons X électrisés venant du soleil.

Vers 80 km, la mésopause limite l'ionosphère.

NB : Retenons qu’en général, lorsque le terme d'atmosphère est utilisé sans précision, il se réfère à la

troposphère. On a longtemps cru que la tropopause fonctionnait comme un couvercle étanche mais les

recherches récentes ont montré que l'état de la troposphère peut être affecté par des courants

stratosphériques (oscillation quasi biennale) ou que le « trou d'ozone » modifie les entrées de radiation

solaire. Les chiffres ci-dessous montrent le rôle de l’atmosphère dans la diffusion et l’absorption de

la radiation solaire :

25-60% de l’énergie solaire absorbés

21-30% de l’énergie réfléchis

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1.2 - La Pression Atmosphérique ou « Poids de l’Air »

La masse de l’atmosphère pèse environ 1 kg/cm2 (précisément 1033g/cm

2). L’air exerce une

pression à la surface de la terre que l’on appelle pression atmosphérique qui correspond au « poids de

l’air ». Si l’atmosphère était répartie de façon uniforme et équivalente tout autour de la terre, elle

exercerait une pression de 1013,25 hPa ; 1015 hPa représentant la pression moyenne normale au

niveau de la mer. Dans les basses couches, la pression est élevée car la densité de l’air est élevée. La

pression baisse avec l’attitude où la raréfaction de l’air cause l’attraction terrestre (voir Tableau 1.1).

Tableau 1.1 : Altitude et Pression Atmosphérique

Altitude en m Pression en hPa

0 1013

5 000 700

10 000 300

16 000 100

L’unité de mesure de la pression atmosphérique est l’hectopascal (hPa); jadis millibar (mb) où 1 hPa

= 10 millibars. L’instrument de mesure est le baromètre et la ligne qui joint les points de même

pression est appelée isobare ; mais une suite de pressions équivalentes constitue un champ de

pression. Sur un plan horizontal, la pression enregistrée varie par rapport à la normale : un air chaud

est léger et sa pression est basse et un air froid est lourd et sa pression est haute. Notons aussi que :

une zone de haute pression ou aire anticyclonique (pression supérieure à 1 015 hPa) est codée

A pour définir les régions de hautes pressions où l’air est subsident (froid/sec ou chaud/sec) ;

une zone de basse pression ou aire dépressionnaire (pression inférieure à 1 015 hPa) est codée

D pour définir les régions de basses pressions où l’air est ascendant ;

en général, l’air circule d’une haute pression vers une basse pression

Figure 1.2 : Principaux Types d’Ascendance

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Les cartes météorologiques au sol représentent des lignes d'égale pression ou isobares,

comparables aux cartes topographiques avec des courbes de niveau. Une seule ligne est renforcée,

celle de la pression normale arrondie à 1015 hPa; l'équidistance des courbes est de 5 hPa. Les figures

ainsi dessinées permettent de définir des centres anticycloniques, des centres dépressionnaires, des

cols, talwegs et dorsales. On construit également des cartes d'altitude gommant par exemple les effets

des grands reliefs. Les lignes sont alors des isohypses en décamètres (dam), indiquant l'altitude à

laquelle on observe 700, 500, 300 hPa (Fig.1.3).

Figure 1.3 : Exemple de Champs de Pression en Surface

Au sol, dans un anticyclone, l'air afflue sans cesse du haut vers le bas : il est subsident. Alors

que dans une dépression, l'air monte : il est ascendant (Fig.1.2). Certains anticyclones et dépressions

se reforment toujours aux mêmes endroits si bien qu'ils apparaissent sur les cartes moyennes

(anticyclone des Açores, dépression d'Islande). Ce sont des centres d'action d'origine dynamique

générés par la circulation de l'air en haute altitude. Ils définissent la circulation atmosphérique

générale. D'autres ont une origine thermique, la surchauffe ou le froid du substrat produisant une

dilatation (dépression) ou une contraction (anticyclone) de l'air sus-jacent; tel est le cas de la

dépression ligurienne de Méditerranée occidentale en hiver ou à la même saison de l'anticyclone

d'Europe centrale. Ces centres d'action ne sont pas tous saisonniers.

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Chapitre 2 - Rayonnement Solaire et Bilan Radiatif du Globe

2.1 - Le Rayonnement Solaire

Les enveloppes fluides de la planète, c'est-à-dire l'atmosphère et l'hydrosphère, tirent leur

énergie du soleil. L’émission solaire, appelée constante solaire est de 2 cal/cm2/min. Le rayonnement

solaire présente un maximum dans les ondes courtes, le visible en particulier. Ce flux d'origine

externe est filtré par l'atmosphère qui en absorbe, réfléchit et diffuse une partie. La déperdition est de

l'ordre de 50%, donc il n'arrive en moyenne à la surface de la planète que 1 cal/cm2/min. Comparé au

flux solaire, le flux interne (géothermie) en provenance de la lithosphère est négligeable du fait de la

faible conductivité des roches. Une forte teneur en eau de l'atmosphère accroît la déperdition

d'énergie incidente par albédo (réflexion des nuages de glace bien visible dans les avions) et par

absorption par la vapeur d'eau, les gouttelettes et les poussières.

La durée d'illumination (soleil est au-dessus de l'horizon) par 24h est constante à l'équateur

(12h/24h) ; mais partout ailleurs, elle diminue en hiver et augmente en été. On enregistre 24h

d'illumination continue à 66° 33' (six mois au pôle). L'inclinaison des rayons (angle d'incidence)

favorise les régions intertropicales (rayons perpendiculaires au moins 1 jour/an) ; alors qu'aux hautes

latitudes les rayons sont tangents. Les continents aux latitudes tropicales sont donc les plus favorisés

(200 Kcal/cm2/an) ; les gains des basses latitudes avoisinent ceux des régions méditerranéennes (120 à

150 Kcal/cm2/an), et les très hautes latitudes ne reçoivent que 30% (environ 60 Kcal/cm

2/an) de la

radiation parvenue au Sahara (Fig. 2.1).

Globalement, la Terre ne se réchauffe pas car toute l'énergie issue du soleil repart vers l'espace

par rayonnement infrarouge (ondes longues). La durée du phénomène est plus ou moins courte, mais

au total le bilan annuel est équilibré. Cet équilibre gains/pertes n'est obtenu globalement que grâce à

des échanges méridiens de chaleur entre les hautes latitudes (déficitaires car les pertes sont supérieures

aux gains) et les basses latitudes (excédentaires car les gains sont supérieurs aux pertes). Ces

transferts sont effectués en quantité égale par les courants marins et les vents. Ainsi, la température

moyenne de l'ensemble de la basse atmosphère reste constante (14°C).

2.2 - Bilan Radiatif de la Terre

Le soleil est la principale source de production de chaleur de la terre. En effet, la totalité de

l’énergie disponible à la surface de la terre provient du soleil et l’état de l’atmosphère qui conditionne

les situations météorologiques dépend des échanges énergétiques qui s’y déroulent. L’énergie solaire

est donc le moteur des phénomènes climatiques. L’atmosphère absorbe, réfléchit ou diffuse de

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l’énergie solaire reçue par la terre. L’atmosphère est donc un système ouvert avec des entrées (gains)

et des sorties (pertes).

En d’autres termes, à la surface de la terre, l’essentiel de la chaleur provient directement du

rayon solaire. Mais la terre ne connaît ni échauffement ni refroidissement qui lui soit propre. Cela

signifie que la quantité d’énergie renvoyée vers l’espace est égale à celle reçue du soleil (Fig. 2.2).

Figure 2.1 : Bilan Radiatif selon les Latitudes dans l’Hemisphere Nord

Bilan global d’énergie ou bilan pertes et gains énergétiques. A la limite de l’atmosphère, la

constante solaire est de 2 langley (ly) ou 1400 watts/m2. Cela correspond à un flux d’énergie de 350 –

400 w/m2 en moyenne globale annuelle (correspondant à une température au sol de 6 000 K (degré

Kelvin). Ainsi, si la constante est de 100% on aura :

Gains

3% : interception par la Stratosphère (Ozone et autres gaz)

15% : interception par la Troposphère (vapeur d’eau, CO2 et aérosol)

55% : diffusion de l’atmosphère (dont 21% vers la surface de la terre)

27% : arrive directement au sol

En réalité, 48% de la radiation solaire parviennent directement à la base de l’atmosphère ; ainsi

d’autres sources indiquent :

31% de l’énergie reçue sont immédiatement réfléchis (25% par les nuages et 6% par le

sol du fait de leur albédo)

26% de l’énergie reçue sont absorbées par l’atmosphère et les nuages, ce qui entraîne

leur réchauffement

Les 43% restant sont absorbés par le sol et le réchauffement.

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Ainsi réchauffé, le sol remet cette énergie sous forme d’un rayonnement infrarouge qui est

intercepté par les basses couches nuageuses de l’atmosphère (effet de serre) puis renvoyé vers

l’espace.

Pertes (par rayonnement nocturne infra rouge)

21% : réflexion par l’albédo atmosphérique

4% : réflexion par l’albédo terrestre

6% : rediffusion vers l’espace à partir de l’atmosphère

26% : émission par les nuages

6% : émission directe de la surface de la terre.

Figure 2.2 : Radiation Émise par le Sol

Ainsi, l’atmosphère terrestre reçoit l’énergie solaire ; elle réexpédie une partie vers l’extérieur et

une autre partie vers la terre (environ 48%). Ce mécanisme connaît des disparités entre les régions des

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latitudes tropicales (régions chaudes) et celles de latitudes polaires (régions froides) ; ainsi qu’entre les

océans et les continents. Par exemple, trois éléments influencent la répartition de cette énergie :

Durée d’illumination par 24 heures ; constante à l’équateur (12h/24h); variable selon

les saisons ailleurs (24h d’illumination pendant 6 mois à 66°33 latitude.)

Angle d’inclinaison (ou d’incidence) des rayons : perpendiculaire au sol aux latitudes

tropicales, tangent au sol aux latitudes extratropicales

Teneur en eau de l’atmosphère ou humidité atmosphérique (plus l’albédo est élevé,

plus l’absorption par les nuages est élevée)

Compte tenu de ces trois éléments, les latitudes tropicales sont plus favorisées (avec près de

200 Kilocalories/cm2/an) ; les hautes latitudes ne reçoivent que 30% des radiations reçues au Sahara.

Ces différences occasionnent des transferts (ou échanges) d’énergie sur le plan horizontal (entre

l’équateur et le nord/le sud) et vertical (entre le sol et l’atmosphère). Ces transferts sont effectués par

les courants marins et les vents, permettant un bilan annuel global équilibré sur l’ensemble du globe.

Le processus est aussi important pour éponger les écarts et maintenir un équilibre thermique entre les

sources chaudes (excédentaires) et les sources froides (déficitaires). Mais la chaleur varie selon la

latitude et cette chaleur est exprimée en calorie (1 calorie correspond à la quantité d’énergie nécessaire

pour 1°C de température pou 1 g d’eau). Cela se traduit donc par une inégalité du bilan radiatif le long

des méridiens, au sol (Fig. 2.3) :

de l’équateur à la latitude 35, le rayonnement solaire apporte au sol beaucoup plus de

chaleur que celui-ci n’en perd ;

du 35ème

aux pôles, le sol émet plus qu’il ne reçoit ; d’où une zonation de la chaleur et

des températures.

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Figure 2.3 : Régions Excédentaires et Régions Déficitaires

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Chapitre 3 - Températures et Moyennes Thermiques

3.1 - La Température de l’Air

La température de l’air résulte de nombreux facteurs comme le rayonnement solaire incident,

le rayonnement émis par le sol ou le substrat (ce sur quoi s’exerce une action), la pression

atmosphérique (éventuels apports issus de la mobilité, densité ou humidité de l’air), la quantité

d'énergie consommée pour l'évapotranspiration, etc. La température moyenne de la basse atmosphère

terrestre est d’environ 14°C ; mais cette valeur recouvre une forte hétérogénéité (disparité) spatiale et

une variabilité temporelle élevée. La mesure de la température de l’air se fait à l’ombre et sous abri

(pour éviter que l’appareil de mesure ne soit atteint directement par une quelconque radiation) avec

soit un thermomètre à alcool ou à mercure. Trois systèmes de mesure sont utilisés :

le système de mesure le plus admis est la graduation en centigrades et l’unité est le degré

Celsius (°C). Dans ce système, les deux températures extrêmes sont 0°C (glace fondante)

et 100°C (eau en ébullition). Le degré centigrade est la centième partie de la différence

entre ces deux extrêmes à la pression normale.

Le deuxième système est la graduation Fahrenheit (°F) qui a cours dans les pays anglo-

saxons (USA, Australie, Grande-Bretagne, etc.). Dans ce système, les deux températures

extrêmes sont 32 °F (glace fondante) et 212 °F (eau en ébullition)

NB : on passe aisément d’un système à l’autre :

°C à °F : T °F = (T °C * 9/5) + 40

°F à °C : T °C = (T °F * 5/9) – 40

Le troisième système est un système particulier utilisé pour les grandes températures

selon une échelle de température absolue (absence totale d’agitation macroscopique) ; le

0° absolu (ou 0° Kelvin correspond à -273 °C ; on note 0 °K).

Pour gommer les effets d’altitude, les températures sont ramenées au niveau de la mer (niveau

0) en ajoutant 0,5 à 0,6 °C par 100 m à la température réelle. Les lignes de même température

moyenne sont des isothermes. La température de l’air est modifiée par la température du sol (selon le

type de substrat) ; ainsi on note divers comportements et régimes :

dans les moyennes et hautes latitudes :

en été, les continents sont plus chauds que les océans ;

en hiver, les continents sont plus froids que les océans ;

dans les basses latitudes, les continents sont toujours plus chauds que les océans ;

il fait plus froid en altitude (hauteur se mesurant à partir du niveau de la mer) qu’au sol ;

il fait plus chaud le jour que la nuit ;

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l’écart entre les températures maximales (mesurées au thermomètre à mercure) et

minimales (mesurées au thermomètre à alcool) s'appelle est l’amplitude diurne ;

l'écart thermique entre le mois le plus chaud et mois le plus froid est l'amplitude

saisonnière.

NB : ces deux écarts sont bien visibles sur les diagrammes en thermo-isoplètes.

Dans une station météorologique, on dispose d'un thermomètre qui mesure la température de

l'air ambiant et d'un thermomètre mouillé (enveloppé dans de la gaze humide) qui donne la

température à laquelle se produiraient les précipitations. La comparaison des deux lectures permet de

calculer l'humidité de l'air. Les températures de l'air s'éloignent fréquemment des températures des

sols dont la conductibilité thermique est très différente.

Dans la troposphère, la température de l'air baisse avec l'altitude, suite de la raréfaction de

l'air et de l'éloignement par rapport au substrat, sauf lors d'inversions thermiques (air froid surmonté

d'air plus chaud) où la décroissance est de 0,65°C/100 m. Ce gradient résulte d'une moyenne entre les

cas de décroissance de température dans l'air sec et dans l'air saturé (= 100% d’humidité relative).

Lorsque l'air n'est pas saturé, la décroissance appelée adiabatique est de 1°C/100 m.

Lorsque l'air est saturé, elle est de 0,5°C/100 m et on parle de pseudo-adiabatique.

La baisse de température est compensée lorsqu'il y-a condensation par le dégagement de

chaleur latente ; il est donc normal qu'en air sec, la baisse soit plus forte.

3.2 - Les Moyennes Thermiques

À partir des 24 observations horaires du relevé quotidien de la température maximale et de la

température minimale du jour, on établit des moyennes thermiques. Il est possible de gommer les

effets d'altitude en ramenant les températures au niveau de la mer, c'est-à-dire en ajoutant à la

température réelle un gradient de 0,5 à 0,6°C pour chaque hectomètre d'élévation. La carte des

températures ainsi obtenue montre une répartition encore très inégale. Les températures diminuent de

la zone intertropicale vers les pôles :

les températures moyennes les plus élevées (28-30°C) sont mesurées sur les

continents subtropicaux où la radiation incidente est élevée (absence de nuages

et évaporation réduite) ;

Les températures les plus basses (-10°C à -50°C) sont enregistrées aux hautes

latitudes sur les calottes ;

de très forts gradients thermiques caractérisent les latitudes moyennes.

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Par ailleurs, la température du substrat modifie la température l'air. En effet, au-dessus des

océans, l'air est réchauffé par des eaux chaudes (dérive nord-atlantique) et refroidi par des eaux froides

(courant du Labrador). Il s'ensuit de fortes dissymétries entre les façades à la même latitude.

L'amplitude thermique annuelle est très faible à l'équateur et croît avec la latitude par suite de

l'inégale illumination entre les solstices (moments de l’année où le soleil atteint ses positions les plus

méridionales (+23,26°C) et septentrionales (-23,26°C) par rapport au plan de l’équateur céleste ou

terrestre). Les régions situées au cœur des continents ont des amplitudes qui dépassent 20°C, alors que

l’inertie thermique de l'eau atténue les variations temporelles (au-dessus des océans, ces amplitudes

excèdent rarement 10°C). Une oscillation marquée durant l'année permet de parler d'hiver et d'été

thermiques.

L'amplitude thermique diurne est liée à l'effet de serre. En effet, plus l'air contient de

poussières, de gaz absorbants, plus il y a de nuages et moins la déperdition thermique est grande. Au

contraire, l'amplitude diurne est élevée dans les climats à type de temps « radiatifs » qui laissent

s'échapper la radiation infrarouge émise par le sol durant la nuit. On observe trois grandes zones

thermiques (Fig. 3.1) :

0 à 35ème

: la zone chaude où les températures moyennes sont toujours > à 20°C

35 à 66ème

: la zone tempérée où les températures moyennes oscillent entre 0°C et 20°C

66ème

aux pôles : la zone froide avec des températures moyennes toujours < à 0°C

Figure 3.1 : Températures Moyennes Mensuelles Réduites au Niveau de la Mer

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Chapitre 4 - Vents, Aérojets et Circulation Atmosphérique

L’atmosphère n’est pas immobile au-dessus d’un lieu. Elle est animée de mouvements qui

s’organisent en fonction des champs de pression (voir une carte d’atlas). Ces mouvements de l’air

appelés aussi vents peuvent apparaître sur n’importe quelle planète disposant d’une atmosphère. Ils

sont dus à la différence de pression entre deux points ; ces courants atmosphériques sont appelés :

flux, à l’échelle zonale

vents, à l’échelle régionale

brises, à l’échelle locale

4.1 - Les Vents

Les vents sont des déplacements d’air nés des différences de pression entre deux sur un même plan

horizontal. Leur trajectoire apparente va des hautes pressions vers les basses pressions, c’est-à-dire de

régions « sources » vers des régions « puits ». A cette trajectoire s’associent aussi des mouvements

verticaux (ascendance et subsidence) entre le sol et la haute atmosphère. Sur un géoïde immobile, le

vent serait perpendiculaire aux isobares et sa vitesse serait proportionnelle à la densité de l'air et à la

valeur de l'écart de pression par unité de longueur, c'est le vent de gradient.

Certaines hautes et basses pressions se reforment toujours aux mêmes endroits (exemple :

Anticyclone des Açores, Dépression d’Islande) ; on les appelle centres d’action dynamique. D’autres

ont une origine thermique (le substrat chaud ou froid provoque une dilatation (Dépression) ou une

contraction (Anticyclone) de l’air situé au-dessus du lieu). C’est donc entre ces différents centres (de

grandes dimensions, plusieurs kilomètres) que s’organise la circulation atmosphérique générale.

Force de Coriolis et vitesse du vent : pour un observateur terrestre, emporté dans le mouvement

de rotation de la Terre, les vents de surface ne soufflent pas exactement des anticyclones vers les

dépressions. En effet, la rotation de la terre développe une force appelée force de Coriolis (Gaspard

Coriolis est un mathématicien français du 18-19ème

siècle) qui dévie les vents (ou tout corps en

mouvement) de leur trajectoire théorique vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans

l'hémisphère sud (Fig. 4.1 et Fig. 4.2). Cette déviation est nulle à l'équateur et maximale aux pôles.

Elle est constante et à effet cumulatif si le parcours est long. En simplifiant, on peut énoncer la règle

de Buys Ballot :

dans l'hémisphère boréal, l'air quitte les anticyclones en tournant dans le sens des

aiguilles d'une montre et pénètre dans les dépressions en tournant en sens inverse des

aiguilles d'une montre ;

dans l'hémisphère austral, l'air quitte les anticyclones en tournant dans le sens inverse

des aiguilles d'une montre et pénètre dans 1es dépressions en tournant dans le sens

des aiguilles d'une montre.

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Figure 4.1 : Règle de Buys Ballot

Figure 4.2 : Déviation des Vents de Surface dans l’Hémisphère Nord

En basse troposphère, la direction et la force des vents tendent à se modifier lors de leur

passage des océans vers les continents. La rugosité des substrats continentaux (immeubles, reliefs,

forêts) force les mouvements horizontaux à l'ascendance. Les vitesses atteintes par le vent sur la mer

diminuent donc progressivement vers l'intérieur des terres. Sur les espaces océaniques (mer), la

vitesse du vent s’exprime très souvent en degrés Beaufort : l’échelle de Beaufort est graduée de 1 (-1

km/h = vent calme) à 12 (+17 km/h = ouragan), ailleurs, la vitesse du vent s’exprime en km/h ou m/s.

Les vents jouent un rôle dans l’évaporation et engendrent des déperditions de chaleur. Les effets de

canalisation entre deux reliefs peuvent parfois accélérer la vitesse d'un vent continental ; c’est le cas du

mistral dans la vallée du Rhône entre le Massif central et les Alpes.

En altitude, les vents géostrophiques sont régis par les mêmes lois qu'en basse altitude mais les

forces de frottement n'interviennent pas. Comme le champ de pression est zonal, les vents sont

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parallèles aux isohypses d'égale pression. La même loi prévaut en altitude. La direction du vent est

observée grâce à une girouette, sa vitesse est mesurée avec un anémomètre.

On observe à la surface du globe deux grands flux zonaux : les flux d’Ouest vers l’Est appelés

Westerlies ou vents d’ouest et les flux d’Est vers l’Ouest appelés Easterlies ou Alizés (vents des

régions intertropicales soufflant de façon régulière des hautes pressions subtropicales vers les basses

pressions équatoriales -- hémisphère nord = nord-est vers sud-ouest et hémisphère sud = sud-est vers

nord-ouest). Il existe des vents régionaux comme la mousson (Asie orientale) et des vents locaux

comme les brises littorales soufflant le jour de la mer vers la terre et la nuit de la terre vers la mer.

Les centres d’action naissent à partir des cellules de pression et se répartissent entre des hautes

et basses pressions permanentes ou saisonnières, dynamiques ou thermiques (voir Atlas pour les situer

et connaître). Sur une carte isobarique, on observe une succession de hautes et basses pressions

constituant des champs de pression ; ils ont une répartition zonale caractéristique. Ce sont les centres

d’action qui règlent la circulation atmosphérique. Au sol, les hautes pressions chassent l’air autour

d’elles (régions de divergence) ; par contre les basses pressions aspirent l’air de leur périphérie

(régions de convergence). En altitude, les champs de pression sont plus simples au-dessus de la

troposphère, mais le processus est le même.

4.2 - Les Aérojets

Les radiosondages ont confirmé la présence dans la moyenne et haute troposphère de courants

très rapides appelés jets, aérojets, courants-jets ou jet streams (en anglais) qui permettent aux avions

de gagner une heure dans les trajets transatlantiques Amérique-Europe. En d’autres termes, le courant

jet est un flux d’air rapide et confiné que l’on trouve dans l’atmosphère à des altitudes comprises entre

6 et 15 km juste en dessous de la tropopause dans la troposphère.

Le jet polaire et le jet subtropical sont aux latitudes comprises entre 30° et 60° (Fig. 4.3). On

distingue habituellement le jet polaire et le jet subtropical en fonction de leur latitude ; mais en été, le

jet subtropical se déplace vers le pôle si bien que la distinction est plus artificielle. La troposphère

supérieure est animée d'un mouvement rapide d'ouest en est dont la vitesse maximale est de plus de

200 km/h et se présentant comme un tube d'un millier de kilomètres de diamètre.

Les aérojets suivent le balancement saisonnier de la circulation générale, lui même dépendant

du bilan radiatif saisonnier de chaque hémisphère. Ils se déplacent vers les pôles en été et en hiver

vers les tropiques. Leur trajectoire est plus ou moins rectiligne selon leur vitesse. Les très hauts

reliefs comme les Andes et les Rocheuses créent des ondulations bien visibles. Lorsque la trajectoire

est « tendue » il y a peu d'échanges entre masses d'air tropical et polaire ; la circulation est dite zonale.

Dans le cas d’ondulations faisant alterner une crête (dorsale) et une vallée (talweg), les échanges

méridiens dominent et il y a blocage. Une goutte froide peut en être l'aboutissement lorsqu'une

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circulation fermée froide s'individualise du côté tropical de l'aérojet. Un indice de circulation zonale

peut être défini selon l'importance de la composante nord-sud du flux entre 30' et 60' de latitude.

Figure 4.3 : Développement d’une Ondulation dans l’Aérojet Subtropical Boréal

En été boréal, la circulation rapide d'ouest remonte en latitude au-delà de la chaîne

himalayenne. Vers 10-15° cette circulation est alors dominée dans la haute troposphère par un aérojet

d'est appelé Jet tropical d’est (JTE) circulant vers 150 hPa (Fig. 4.4). Cet aérojet constitue, avec la

circulation de mousson de basses couches, l'ascendance sur les continents relativement surchauffés

(l’Asie notamment), la subsidence sur les eaux fraîches des façades orientales des océans, et des

cellules « transversales » au schéma tri-cellulaire de la circulation générale: ce sont les cellules de

Walker.

Figure 4.4 : Jet Tropical d’Est Observable sur le Fuseau Afro-Indien en Été boréal

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4.3 - La Circulation Atmosphérique Générale et son Balancement Saisonnier

La circulation atmosphérique ou mouvement à l’échelle planétaire de la couche d’air entourant

la terre, redistribue la chaleur provenant du soleil en conjonction avec la circulation océanique. Elle

est d’abord zonale parce qu’elle s’organise exactement par zone. On distingue donc trois zones de

circulation des vents entre l’équateur et les pôles :

la 1ère

zone est la cellule de Hadley située entre l’équateur et 30o Nord et Sud ;

la 2nde

zone est la cellule de Ferrel située aux latitudes moyennes et

la 3ème

zone est la cellule polaire située au Nord et au Sud du 60ème

parallèle.

Toutefois, il existe des cellules où se réalisent des échanges méridiens « interzones »,

notamment en altitude. Une cellule relie une ascendance à une subsidence par des mouvements

horizontaux (flux) de direction opposée dans la haute et basse troposphère. Dans chaque hémisphère,

la situation moyenne présente trois cellules en boucle sur plusieurs semaines.

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Chapitre 5 - Précipitations et Perturbations

5.1 - L’Eau dans l’Atmosphère

Dans la troposphère, l'air contient toujours de l'eau sous forme vapeur et la teneur en eau de

l'air s'appelle l'humidité. On distingue deux types d’humidité : l'humidité absolue (en g/m3) et

l'humidité spécifique (en g/kg). La quantité maximale de vapeur d'eau que peut emmagasiner une

unité de volume d'air est limitée et sa valeur maximale constitue l'humidité saturante qui varie avec la

pression et la température de l’air : à 1015 hPa et 30°C, elle est de 30 g/m3; mais de 9 g/m

3 à 1015 hPa

et 10°C. A pression constante, plus l'air est chaud et plus il peut emmagasiner de vapeur d'eau. Le

rapport entre l'humidité absolue à l'humidité spécifique est l'humidité relative (en %) (Fig. 5.1).

Figure 5.1 : Capacité Hygrométrique de l’Air et Température à 1015 hPa

L’eau se présente sous forme gazeuse dans l'air ; elle provient de l'évaporation à la surface des

nappes d'eau et de la transpiration des êtres vivants. Là où l'eau liquide est disponible (en quantité) et

où l’air est chaud et sec, c'est à dire sur les océans intertropicaux, l’atmosphère pompe 1 à 2 m/an. Au

dessus du Sahara l'absence d'eau limite l'évaporation de même qu’au dessus des glaciers continentaux,

la sublimation (passage de l'état solide à l'état gazeux) est très faible. Lors de l’étape ultérieure de ce

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cycle atmosphérique, les vents assurent les transferts des océans vers les continents et des latitudes

subtropicales vers d'autres latitudes si bien que l'hétérogénéité, dictée par la température, s'atténue.

L’eau dans l’atmosphère provient du couple évaporation (évapotranspiration) et condensation.

En effet, en météorologie le terme précipitation désigne des cristaux de glace ou des gouttelettes d’eau

qui ayant été soumis à des processus de condensation et d’agrégation à l’intérieur des nuages sont

donc devenus trop lourds pour demeurer en suspension dans l’atmosphère ; par conséquent ils tombent

au sol. Lorsque l’eau se condense (gouttelettes d’eau ou cristaux de glace), elle se signale à la vue par

les nuages dans le ciel ou par la rosée au sol.

Nuages (ou eau condensée) : une masse d'air se sature lorsque son cheminement au-dessus d'une

nappe d'eau accroît progressivement par évaporation sa teneur en vapeur d'eau. La saturation

intervient également à la suite d'un refroidissement. La nuit, l'air se refroidit et peut atteindre le seuil

de condensation ou point de rosée ; il en est de même lors d'une ascendance, car la température de l'air

baisse avec l'altitude. Lorsque la saturation est atteinte, l'eau gazeuse se condense sous forme solide

ou liquide sur le sol, les végétaux ou autour de poussières (noyaux de condensation). Ce changement

d'état s'accompagne de libération de chaleur latente (600 cal/g) et en altitude se forment les nuages.

Les plus élevés (cirrus) sont constitués de cristaux de glace. Dans les nuages bas (stratus) et les

nuages à développement vertical (cumulus) se côtoient cristaux et gouttelettes. La nébulosité présente

une très forte hétérogénéité conditionnée par les mouvements verticaux de l'air (dépression, versant au

vent d'un relief, etc.) à toutes les échelles.

5.2 - Les Précipitations

Mécanismes des précipitations : le refroidissement d'une masse d'air par contact ou la nuit permet

la condensation sur le sol ou les végétaux. Selon la température et l'épaisseur d'air saturé se forment

de la rosée, du givre, du brouillard, du brouillard givrant. Dans les nuages, les gouttelettes en

suspension n'amorcent leur chute qu'après avoir grossi par coalescence. Les cristaux bénéficient d'une

condensation plus rapide à partir de l'air ambiant. Lorsque la masse critique est atteinte, la chute

s'amorce. Notons que précipitation n’est pas synonyme de pluie ; la neige et la grêle sont des

précipitations de glace en cristaux. Les précipitations existent donc sous plusieurs formes :

solide : neige (à 0 °C et moins), grêle (à 0° et plus) dans les pays froids et tempérés ;

gazeuse : brouillards et brumes humides, rosée ;

liquide : pluie ; c’est la forme la plus fréquente dans les pays chauds.

Les précipitations se mesurent avec soit un pluviomètre (mm/h), soit un pluviographe (mm/jour)

pour la pluie ; et avec un nivomètre pour la neige. La mesure de la pluie en mm correspond à un litre

d’eau réparti uniformément sur 1 m2. Les précipitations sont fonction de la température de la vapeur

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d’eau dans la basse atmosphère. Leur origine suit le cycle suivant : Evaporation / Condensation

(saturation de l’air) / Rosée / Brouillard au sol, nuages en altitude / Ascendance / Précipitation.

Evaporation et humidité : l’évaporation se fait de deux façons (Fig. 5.2) :

évaporation physique au-dessus des nappes d’eau (possibilité d’évaporation au-dessus des

glaciers

continentaux appelée sublimation qui est le passage de l’état solide à l’état vapeur) ;

évapotranspiration physiologique (transpiration) des organismes vivants (végétaux surtout).

Figure 5.2 : Schéma Comparatif de l’Evaporation au niveau des Océans et Continents

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NB : les océans, rivières et plans d’eau sont les principaux pourvoyeurs d’eau atmosphérique. Les

régions déficitaires en énergie connaissent une très faible évaporation. Ce sont les vents qui assurent

les transferts des régions sources vers les régions qui manquent de vapeur d’eau.

Condensation et nuages : la condensation suit la saturation de l’air c’est à dire la teneur en vapeur

d’eau de l’air augmente fortement. La saturation intervient aussi à la suite d’un refroidissement soit

par contact d’un courant marin froid, soit par ascendance (thermique ou dynamique). Le seuil de

condensation maximale est appelé point de rosée. Dès que l’air est saturé, il y a croissance des gouttes

d’eau : en volume, en nombre et en poids. La vapeur d’eau peut se condenser sous forme solide ou

liquide et ce processus dégage de la chaleur. En altitude se forment alors des nuages de plusieurs

types dont les principaux sont :

les cirrus : les plus élevés (souvent constitués de cristaux de glace)

les stratus : les plus bas

les cumulus : à grand développement vertical

NB : notons que tous les nuages ne s’accompagnent pas de précipitation

Précipitations : pour qu’il y ait précipitation, il faut que les gouttelettes qui constituent les nuages

grossissent, s’agglomèrent et tombent par rupture de gravité (car devenues lourdes). La quantité de

précipitation (pluie ou neige) qui tombe, est fonction de la quantité de vapeur d’eau contenue dans la

basse atmosphère. Les précipitations sous forme de neige interviennent exclusivement dans les hautes

latitudes et dans les hautes montagnes et elles ont lieu quand les températures atteignent ou dépassent

légèrement 0°C. En effet, la neige se forme au cours d’une condensation progressive en milieu froid

avec une forte humidité et des températures assez basses au sol ou au niveau du nuage ou de l’air

ambiant. Ailleurs, seule l’ascendance de l’air peut engendrer une précipitation et on distingue

plusieurs types d’ascendances:

orographiques liées à la présence de reliefs et obstacles naturels ;

convectives liées à la différence de température entre l’air et le substrat ;

frontales liées à la rencontre de masses d’air de température et d’humidité différentes ;

convergentes liées à des vents de direction contraire, mais de températures identiques.

Géographie des précipitations : d’importantes inégalités pluviométriques (de 1 mm à 10 000

mm/an) opposent les zones entre elles (Fig. 5.3). Une grande bande de fortes précipitations se dessine

aux très basses latitudes, siège de la CIT. Cette bande se prolonge dans toute l'Asie des moussons où

les totaux annuels y sont métriques. Sont également bien pourvus les espaces océaniques des

moyennes latitudes. Le dispositif est donc plus zonal dans l'hémisphère sud.

Les zones peu arrosées se placent aux hautes latitudes (où la capacité hygrométrique de l'air froid

est basse) et au voisinage des tropiques (où l'air est généralement subsident). Les espaces

continentaux sont le siège de grands déserts recevant moins de 400 mm/an. A une échelle moyenne,

quelle que soit la latitude, les montagnes sont plus arrosées que les bas pays environnants et les

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régions littorales sont plus arrosées que le cœur des continents. Les façades des continents et des

océans présentent de nettes dissymétries associées aux effets des courants marins. En juxtaposant tous

ces effets, une bande désertique relie par exemple la Chine à la Mauritanie.

La quantité de précipitations ne trouve tout son sens que rapportée à la température et au pouvoir

évaporant de l'air (un même total de 600 mm n'a pas la même signification en France et en Afrique de

l'Ouest), à la pluviosité (grand ou petit nombre de jours de précipitation) et au régime saisonnier

(précipitations équi-réparties ou concentrées sur une courte période). La disponibilité est de plus

influencée par la forme solide ou liquide des précipitations et par leur intensité qui conditionnent le

devenir de l'eau tombée sur un bassin-versant.

Figure 5.3 : L’Eau Précipitée en une Année

La principale zone pluvieuse est une bande autour de l’équateur (aux très basses

latitudes), de l’Amazonie à la Nouvelle-Guinée en passant par l’Asie du sud et l’Afrique

occidentale et centrale.

Deux autres zones se localisent entre les 40ème

et 50ème

parallèles (de façon continue dans

l’hémisphère sud et discontinue au nord).

Les zones sèches se situent aux très hautes latitudes et au niveau des tropiques (entre 20

et 40° de latitude).

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Aux moyennes latitudes, les régions littorales sont plus arrosées que le cœur des

continents.

Régime pluviométrique : c’est la façon dont la pluie se répartit dans l’année qui détermine le

régime pluviométrique annuel. Dans le monde on note une grande diversité de régimes

pluviométriques dont les régimes les plus spécifiques sont :

équatorial : pluies abondantes toute l’année ;

subéquatorial : pluies abondantes mais existence de périodes où il pleut moins ;

désertique : pluies très irrégulières ou rares ;

tempéré : pluies intermittentes et neige ;

subtropical : pluies en été ou en hiver plus ou moins importantes ;

subarctique : pluies faibles, neige abondante.

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Chapitre 6 - Les grands phénomènes atmosphériques

6.1 - Le Rythme des Saisons

Saisons astronomiques : comme la Terre est inclinée sur un plan écliptique, les deux hémisphères

sont à tour de rôle face au soleil. L'été boréal coïncide donc avec l'hiver austral et inversement. Le 21

mars et le 23 septembre (jours des équinoxes), le soleil est au-dessus de l’équateur et les deux

hémisphères reçoivent la même quantité d’énergie. Le 21 juin (solstice d’été boréal), le soleil est au-

dessus du tropique du Cancer (23° 27’ N). Le 22 décembre (solstice d’hiver boréal), il est au-dessus

du tropique du Capricorne (23° 27’ S), c’est l’été austral. Quatre saisons astronomiques sont ainsi

définies par les deux équinoxes et les deux solstices.

Figure 7.1 : Saisons Astronomiques

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Critères de définition des saisons : l'ambiance climatique ne change pas nécessairement avec les

saisons du calendrier. La période la plus froide de l'hémisphère nord se situe autour de la mi-janvier et

non le jour du solstice d'hiver. Pour caractériser le temps habituel d'un lieu à un moment donné, il est

donc plus précis de subdiviser le cycle annuel en périodes plus ou moins homogènes définies à partir

des paramètres météorologiques les plus variables (insolation, température, pluviométrie, etc.) ou les

plus significatifs quant à leur combinaison (type de temps froids, chauds, secs, pluvieux, etc.).

Rythme annuel très contrasté : selon les zones et les régions, le nombre et la durée des saisons ne

sont pas identiques :

Aux hautes latitudes, l'alternance jour/nuit assure un découpage en deux saisons issues de

l'insolation.

Dans la zone chaude, la température est à peu près constante toute l'année ; la différenciation

s'établit à partir du régime annuel des précipitations. Pas de saison s'il ne pleut pratiquement

jamais à la même période ou s'il pleut presque tous les jours sans rémission de plus de

quelques jours ; deux saisons si une période sèche s'individualise d'une période pluvieuse.

Les moyennes latitudes connaissent une baisse de température en hiver et une hausse en été,

mais également une rémission des précipitations au cœur de l'hiver et de l'été. Les quatre

saisons de durée inégale selon la latitude et la continentalité y sont donc thermo-

pluviométriques. Les changements de températures s'accompagnant de modifications de la

fréquence et de l'intensité des averses.

6.2 - Les Cyclones

Un cyclone (du grec kuklos ou cercle) est un terme météorologique qui désigne un système

dépressionnaire en rotation. Ce terme a été forgé par le capitaine de marine anglais Henry Piddington

(1797–1858) à la suite de ses études sur la terrible tempête tropicale de 1789 qui avait tué plus de

20 000 personnes dans la ville côtière indienne de Coringa. Ce pionnier de la météorologie compara le

phénomène météorologique à un serpent s’enroulant en cercle ou « kuklos en grec », d’où cyclone

(Fig. 6.1). Même si toute dépression peut être appelée cyclone, ce terme est le plus souvent réservé à

certains types particuliers de systèmes qui se forment au-dessus des eaux chaudes (mers) tropicales :

les cyclones tropicaux. Par extension, la circulation cyclonique est la direction que prendra le flux

d'air autour d'une dépression (creux barométrique) ; soit dans le sens anti-horaire (sens inverse des

aiguilles d’une montre) dans l'hémisphère nord et horaire (sens des aiguilles) dans l'hémisphère sud.

En effet, de part et d’autre de l’équateur, les cyclones ont des sens de rotation différents puisque la

force de Coriolis agit inversement d’un hémisphère à l’autre.

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Figure 6.1 Vue Aérienne d’un Cyclone (hurricane, en anglais)

En d’autres termes, le cyclone est une tempête caractérisée par le mouvement giratoire

convergent et ascendant du vent autour d'une zone de basse pression. Il s'agit d'un système

météorologique pouvant durer des semaines et parcourir des centaines ou milliers de kilomètres.

Lorsqu'il parvient à maturité, il devient un ouragan. Par ailleurs, on applique aussi le suffixe cyclone à

certains phénomènes de très petites échelles, mais où une rotation se produit.

Structure : le cœur du cyclone est une région de basse pression. Le gradient de pression entre le

système et les zones de plus haute pression, engendre un déplacement d’air. Sous l’effet de la force de

Coriolis, ces vents sont déviés vers la droite dans l’hémisphère nord (gauche dans l’hémisphère sud) ;

ce qui donne une circulation dont la trajectoire devient circulaire autour du centre de basse pression.

Notons que plus la différence de pression est importante, plus les vents sont forts.

Types de cyclones : il existe plusieurs types de cyclones suivant le lieu où ils se forment.

Cyclones tropicaux : ils sont nommés ouragans dans l’Atlantique nord, le golfe du Mexique et

l’est du Pacifique nord ou typhon dans l’ouest du Pacifique nord et la Mer de Chine

méridionale. Ils se forment au dessus des eaux chaudes des mers tropicales et puisent leur

énergie dans la chaleur latente de condensation de l’eau. Plusieurs conditions sont nécessaires

à la formation d’un tel cyclone :

la température de la mer doit être supérieure à 26°C sur une profondeur d’au

moins 50 m à l’endroit de la formation de la dépression qui deviendra cyclone.

Etre suffisamment éloigné de l’équateur (5 à 10° de latitude) pour que la force de

Coriolis puisse agir.

Les vents aux différents niveaux de l’atmosphère doivent être de direction et de

force homogènes dans la zone de formation du cyclone. Par exemple, si les vents

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de haute altitude soufflent de manière très différente des vents de basse altitude, la

formation du cyclone sera contrariée.

Le dégagement de chaleur latente dans les niveaux supérieurs de la tempête élève la température à

l’intérieur du cyclone de 15 à 20°C au-dessus de la température ambiante dans la troposphère à

l’extérieur du cyclone. Pour cette raison, on dit des cyclones tropicaux qu’ils sont des tempêtes à

« noyau chaud ». Notons toutefois que ce noyau chaud n’est présent qu’en altitude. La zone touchée

par le cyclone à la surface est habituellement plus froide de quelques degrés par rapport à la normale,

en raison des nuages et de la précipitation.

L’intensité du cyclone est déterminée par la force du vent maximum qu’il engendre, car c’est

le paramètre le plus facile à estimer et qui caractérise bien les destructions potentielles. Dans

l’Atlantique nord, on utilise comme critère le vent moyen sur une minute.

Si le vent est inférieur à 34 nœuds (63 km/h), c’est une dépression tropicale.

Si le vent est compris entre 34 et 63 nœuds (117 km/h), c’est une tempête

tropicale, et le cyclone reçoit alors un nom.

Si le vent soutenu dépasse 64 nœuds (118 km/h), c’est un ouragan.

NB : des variations de cette classification sont utilisées dans le Pacifique et l’Océan Indien. L’échelle

utilisée pour les cyclones tropicaux (incluant les ouragans), est l’échelle de Saffir-Simpson. Elle

reprend la force des vents là où l’échelle de Beaufort s’arrête ; soit un ouragan qui est de force 12 sur

12 dans l’échelle de Beaufort est égal à la catégorie 1 de 5 sur l’échelle de Saffir-Simpson.

Cyclones extratropicaux : ils sont parfois nommés cyclone des latitudes moyennes sont un

système météorologique de basse pression et d’échelle synoptique se formant entre la ligne

des tropiques et le cercle polaire. Il est associé à des fronts, soit des zones de gradients

horizontaux de la température et du point de rosée que l’on nomme aussi « zones baroclines ».

Pour cette raison, ils sont dits à « noyau froid » car le centre du système se situe du côté froid

des fronts et la tropopause plus basse (froide) que les régions à l’extérieur du système.

NB : les cyclones extratropicaux ont des caractéristiques différentes aussi bien des cyclones tropicaux

que des cyclones polaires plus au nord et alimentés par la convection. Ils sont en fait des dépressions

météorologiques passant quotidiennement sur la majorité du globe. Avec les anticyclones, ils

régissent le temps sur la Terre, produisant nuages, pluie, vents et orages.

Cyclones subtropicaux : ce sont des cyclones extratropicaux qui présentent certaines des

caractéristiques des cyclones tropicaux, comme par exemple un cœur devenant chaud. Ils se

forment généralement au-delà des tropiques jusqu’à une latitude de 50° (nord et sud). En

effet, on y retrouve une activité orageuse autour de son centre qui tend à lui former un cœur

chaud mais on le retrouve dans une zone frontale faible. Avec le temps, la tempête

subtropicale peut devenir tropicale

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Cyclones polaires : c’est un système dépressionnaire de large envergure passant dans les

régions arctiques et antarctiques. Ce sont des systèmes de 1 000 à 2 000 km qui prennent

naissance dans les hautes latitudes, zones où les contrastes thermiques sont importants le long

du front arctique.

Dépression polaire : c’est un phénomène analogue aux cyclones tropicaux ; mais qui existe

sur l’océan Arctique et qu’on appelle dépression polaire. Ces dépressions peuvent être plus

violentes que les cyclones tropicaux mais de taille plus réduites. Elles ont de 100 à 400 km de

diamètre avec des vents de forces d’ouragans ; mais se développant comme des bombes et

durant une paire de jours seulement. Ces systèmes dépressionnaires prennent naissance dans

les zones de contrastes thermiques importants comme à la bordure de la zone des glaces avec

la mer ouverte alors que de l’air très froid passe en altitude. Elles peuvent donner des

conditions de poudrerie et de blizzard très localisées. Par contre, elles ont beaucoup moins

d’impact puisque dans les régions polaires, la densité de population humaine et animale est

très faible. Sur les images satellites, les nuages s’enroulent autour du centre comme pour un

ouragan ou un typhon. Des sondes lâchées par des avions de recherche montrent un cœur

chaud comme dans ces derniers.

6.3 - Les Tornades

Une tornade n’est pas un cyclone car elle n’est pas un système dépressionnaire. Elle est en fait

un vortex (tourbillon) de vents extrêmement violents, prenant habituellement naissance à la base des

cumulonimbus (nuages orageux) et occasionnellement sous des nuages convectifs plus mineurs. Trois

éléments sont nécessaires à la formation d’une tornade :

un cisaillement des vents dans les premiers kilomètres de l’atmosphère ;

un courant ascendant important (dû à la poussée d’Archimède) dans une masse d’air

instable et

une configuration des vents de surface qui puisse servir à concentrer la rotation

verticale.

Un quatrième élément (mais pas toujours présent) est utile : un courant descendant

dans la précipitation. Le cisaillement de bas niveau crée une rotation dans l’axe

horizontal. Quand cette rotation entre en interaction avec un fort courant ascendant,

l’axe horizontal peut basculer et devenir une rotation autour d’un axe vertical (image à

gauche). La rotation sera concentré ensuite par la circulation de surface, comme un

patineur en rotation qui ramène ses bras vers son corps.

Phénomène météorologique au pouvoir destructeur (supérieur au cyclone tropical), mais

heureusement limité dans le temps et dans l’espace, les tornades génèrent les vents les plus forts qui

existent à la surface du globe. Eclatant sporadiquement et avec fureur, les tornades tuent chaque année

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plus de personnes que tout autre phénomène du genre. Elles sont classées selon les dégâts provoqués

et les vents générés. L’échelle pour les classer était l’échelle de Fujita ; mais dernièrement elle a été

remodelée et s’appelle désormais l’échelle de Fujita améliorée. Les diamètres des tornades peuvent

varier de 20 m à plus de 2 km et laissent pour certains de très grandes traces visibles depuis l’espace.

Comme les différents types de cyclones (mentionnés plus haut) sont associés avec une masse

nuageuse qui peut contenir des orages, des tornades peuvent donc y être imbriquées. On retrouve le

plus souvent les tornades dans les cyclones extratropicaux bien que les cyclones tropicaux produisent

également des tornades, en particulier à leur bordure externe après avoir touché terre car la friction y

crée le cisaillement nécessaire

6.4 - Les Ouragans

C’est un système météorologique représentant un cyclone rendu à sa maturité. L’ouragan est

une dépression de forme presque circulaire de dimension plutôt réduite (beaucoup plus petite qu'une

dépression moyenne). L’ouragan est un cyclone de très forte intensité. En d’autres termes, les

cyclones de très grande intensité sont appelés ouragans en Amérique du Nord et dans les Caraïbes. Il

faut savoir que le point central (appelé l’œil) d’un ouragan n’est pas nécessairement une tornade. En

effet, dans cette zone règne le calme presque plat (vent d'environ 30 km/h). Près de ce centre (environ

40 km) les vents sont à leur maximum c'est à dire environ 270 km/h avec des rafales allant jusqu'à 350

km/h. L’ouragan est également une puissante tempête qui engendre des vents extrêmement rapides. Il

abrite parfois des centaines d’orages et peut s’étendre sur des centaines de kilomètres. Lorsque

l’ouragan atteint le continent, il engendre des pluies torrentielles qui inondent villes et villages.

Sur quoi se base-t-on pour nommer un ouragan ? Les ouragans portent tous des prénoms

différents, comme l’ouragan John, l’ouragan Andrew, l’ouragan Denise, etc. Plusieurs démarches ont

été successivement adoptées pour nommer chacun des ouragans. Il y a très longtemps, ils étaient

nommés en l’honneur du saint du jour. Par la suite, ils portèrent le nom de politiciens et de leur

femme. On en est finalement arrivé, en 1979, à établir une liste de prénoms masculins et féminins,

anglais, français et espagnols, en alternance. Les noms utilisés reviennent tous les 6 ans. Toutefois, il

arrive que certains noms soient retirés dans le cas où il représente un ouragan particulièrement

dévastateur ; c’est en particulier les cas de Frédéric en 1979 et Joan en 1988.

Ouragan, tempête tropicale et dépression tropicale : les ouragans sont des systèmes

météorologiques d’une rare intensité. On parle d’ouragan lorsqu’une dépression amène des vents de

plus de 115 km/h. Une dépression avec des vents de 61 km/h ou plus est nommée tempête tropicale

alors que des vents de 36 km/h ou plus portent le nom de dépression tropicale. Les ouragans peuvent

produire plusieurs tornades lors de leur passage ; ce qui les rend encore plus dévastateurs. L’on

pourrait croire que le centre (l’œil) de l’ouragan est une énorme tornade ; ce qui n’est pas le cas. L’œil

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peut atteindre plusieurs dizaines de kilomètres alors que les tornades ne dépassent généralement pas

1000 m de diamètre.

Comment et où se forment les ouragans ? Les ouragans proviennent des zones tropicales et sous

tropicales partout autour du globe, là où l’humidité et la chaleur sont à leur maximum. L'origine des

vents violents dans les ouragans est la grande différence de pression. Entre le centre et l'extérieur de

l'ouragan la différence de pression peut être de 10 kPa dans de rares cas mais de 5 kPa en moyenne.

Le graphique suivant présente à l’aide de flèches rouges les trajets moyens qu’emprunte la plupart des

ouragans (Fig. 6.2). En réalité, un ouragan peut avoir une trajectoire beaucoup plus irrégulière. Pour

l’observateur, l’approche d’un ouragan se manifeste par l'arrivé de cirrus très épais qui envahissent le

ciel. Les cirrus font ensuite place à des cirrostratus puis des altostratus. Enfin viennent les cumulus

congestus donnant des averses. Ces dernières ne sont pas réparties également autour de l'ouragan. Les

averses se présentent sous forme de bandes dans les spirales de l’ouragan.

Figure 6.2 : Localisation des Ouragans

Conditions nécessaires à la naissance d'un ouragan : ils sont au nombre de cinq :

une température de l'océan supérieure à 26,5 degrés Celsius ;

la présence d'une dépression tropicale ;

des cumulus congestus ou cumulonimbus vigoureux ;

de l'humidité en grande quantité dans la troposphère et

des vents réguliers à toutes les altitudes.

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A la suite de ces conditions de naissance, il faut signaler que les ouragans se classifient en catégories

selon des critères bien précis à l'aide de l'échelle de Saffir-Simpson présentés dans le Tableau 6.1.

Tableau 6.1 : Classification des Ouragans (selon l'échelle de Saffir-Simpson)

Type d'ouragan Caractéristiques

Catégorie 1 Quelques dommages mineurs sur les maisons mobiles et les quais.

Vents : 117 à 153 km/h

Catégorie 2 Dommages majeurs aux maisons mobiles et déracinement des plantes.

Vents : 154 à 177 km/h

Catégorie 3 C'est au tour des gros arbres d'être déracinés. Toits, fenêtres et portes seront

endommagés. Vents : 177 à 209 km/h

Catégorie 4 Aucune maison mobile n'y survivra. Dommages importants aux sous-sols des

maisons. Vents : 209 à 249 km/h

Catégorie 5 Destruction des grands édifices. Effondrement de plusieurs toits. Dommages

très très importants. Vents : au-dessus de 249 km/h

6.5 - Les Orages

Un orage est l’un des phénomènes atmosphériques les plus spectaculaires. Les orages sont des

nuages au sein desquels se produisent des décharges électriques dont les manifestations sont les éclairs

et le tonnerre. Le nuage caractéristique des orages est le cumulonimbus qui est reconnaissable par sa

grande extension verticale et sa forte densité. Dans tous les cas d'orage important, l'air est instable en

profondeur ; de la surface aux hautes altitudes. Comme préalables, il doit y avoir une humidité

relative élevée dans les bas niveaux, un air plus sec en altitude et très souvent un facteur important de

soulèvement comme une montagne ou un front froid.

Structure et formation : un nuage d'orage est composé de cellules à divers stades de sa formation.

Au plan horizontal, la masse nuageuse peut couvrir de 30 à 500 km. Généralement, ces cellules sont

reliées entre elles par d'importantes couches de nuages. Notons que certains orages peuvent n'être

formés que d'une seule cellule, mais celle-ci ne prendra pas l'importance qu'acquiert une cellule faisant

partie d'un système multicellulaire. À mesure que l'orage évolue, chaque cellule grossit et gagne une

altitude supérieure à celle de la cellule précédente.

Types d'orages : on classifie les orages selon leur processus de formation ; il y a donc :

les orages de masse d'air et

ceux associés aux fronts.

Dans les deux cas, ces orages peuvent être très destructeurs. Cependant, le déplacement d'un front, qui

génère des orages, est facilement détectable par photos satellitaires ou radar. Par conséquent, il est

donc plus facile de prévoir les orages frontaux que ceux des masses d'air.

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Orages de masse d'air (ou convectif) : ces orages peuvent se produire par suite du

réchauffement diurne (du passage d'air froid et humide sur une surface plus chaude) ou par

ascendance orographique (la topographie est donc un facteur très important). En effet, même

si une masse d'air a des propriétés de température et d'humidité relativement uniformes au plan

horizontal, la topographie peut changer localement ces propriétés. Par exemple, l'air près de la

surface d'un lac est plus humide qu'à l'intérieur des terres. Le déplacement des orages dépend

uniquement des vents en altitude. De fait, s'il ne vente pas, les orages resteront presque

stationnaires.

Réchauffement diurne de l'air humide : dans ces conditions, les orages se

produisent l'après-midi et en début de soirée par jour chaud de printemps ou d'été

et ils ont tendance à être isolés. La nuit, lorsque le sol se refroidit, l'air se

stabilise dans les couches inférieures et l'activité orageuse cesse.

Air froid et humide se déplaçant au-dessus d'une surface plus chaude : les

orages ont alors les mêmes propriétés que celles décrites plus haut. Ils sont

fréquents près des zones côtières lorsque les vents du large sont dominants.

Air froid et humide se déplaçant au-dessus d'une étendue d'eau plus chaude :

dans ce cas, les orages sont plus fréquents en début de matinée, d'automne ou

d'hiver. Ils ne sont pas aussi importants que les orages formés au-dessus du sol,

mais ils sont plus compacts.

Ascendance orographique : des orages peuvent se produire si un écoulement

instable d'air humide est soulevé par une chaîne de montagnes. Dans ce cas, ces

orages s'alignent le long du côté au vent de la chaîne de montagnes et durent

aussi longtemps que l'écoulement d'air les alimente. Un tel orage peut être

multicellulaire.

Orages frontaux : ils associés à un front froid de perturbation et forment une ligne appelée

ligne de grains. Ces orages sont alimentés par le front et ont en abondance : humidité,

mouvements ascensionnels et instabilité. Parfois il se forme des orages auto-entretenus très

violents à l'extrémité d'une ligne de grains. Appelés aussi orages super-cellulaires, ils peuvent

durer plusieurs heures, car le front froid leur fournit un flux continu d'air plus froid à moyenne

altitude qui augmente l'instabilité atmosphérique. Ils engendrent les vents, les averses de grêle

et les tornades les plus destructeurs.

Temps dans un orage

- Plafond bas et mauvaise visibilité : la visibilité est souvent nulle à l’intérieur d’un nuage

d’orage. Le plafond et la visibilité peuvent aussi être réduits par les précipitations dans l’espace

vertical situé entre la base du nuage et le sol.

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- Pluie : au début, la pluie associée à une cellule ne couvre que quelques kilomètres carrés. Lorsque

l'air froid s'étale, la pluie suit le mouvement pendant un certain temps puis perd du terrain, tandis que

la zone d'air froid sans pluie s'élargit. À mesure que la cellule se dissipe, la zone de pluie diminue

tandis que l’air froid continue de s’étaler.

- Température : la température près de la surface baisse rapidement lors du passage d'un orage dans ce

secteur. L'air immédiatement sous l'orage provient du cumulonimbus, plus froid que l'air de surface.

Même si l'air du nuage se réchauffe quelque peu lors de sa descente vers la surface, ce

réchauffement ne sera pas suffisant pour que sa température soit égale à celle de l'air en surface. Par

conséquent, lors du passage d'un orage, on notera (dans la plupart) des cas une baisse importante de la

température de surface.

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Chapitre 7 - Les Climats de la Terre

7.1 - Échelles Climatiques

Il est commode, bien qu'arbitraire, de considérer que les climats s'étudient à des échelles

spatiotemporelles emboîtées. A chaque niveau scalaire se pose le problème des franges de transitions

plus fréquentes que les limites nettes par suite de la grande mobilité de l'atmosphère et du caractère

récent des climats actuels comparé aux temps géologiques. Un climat planétaire (macroclimat) définit

également une échelle planétaire ; « global » pour les anglo-saxons. Les facteurs astronomiques y sont

déterminants et la variabilité s'inscrit donc dans des pas de temps longs.

Quelques climats zonaux et un grand nombre de climats régionaux : une hiérarchisation de

premier ordre est fondée, d'une part, sur l'opposition du bilan radiatif excédentaire (basses latitudes) et

déficitaire (hautes latitudes) ; et d'autre part, sur les grands flux de la circulation atmosphérique

générale. Le découpage définit cinq bandes de latitude à climat homogène de variabilité

pluriannuelle :

équatoriale ;

tropicale ;

aride ;

tempérée et

polaire.

L'échelle synoptique recouvre plusieurs milliers de kilomètres afin de permettre la prévision

du temps à partir des principaux centres d'action. Les facteurs géographiques majeurs (proximité de

l'océan, isolement au cœur d'une masse continentale et abri d'un grand relief) modifient la circulation

des masses d'air. Ainsi, se trouvent définis des climats régionaux recouvrant plusieurs centaines de

kilomètres ou des méso-climats.

Mosaïque de microclimats : la micro-climatologie étudie les atmosphères confinées (une rue,

grotte, un appartement). L’échelle plus fine que celle du climat local d'une vallée de montagne, d'une

ville, etc. C'est l'espace de référence des études stationnelles en écologie, des parcelles de mesure

d'érosion ; et donc des stations météorologiques. Toute la dialectique des recherches géographiques en

climatologie consiste à interpréter les résultats des mesures ponctuelles à la lumière de lois

(mécanismes, variabilités) se relayant à chaque niveau scalaire.

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7.2 - La Trame des Grands Climats

Classifications bioclimatiques : dix à vingt types de climats différents semblent synthétiser

valablement l'information disponible pour rendre compte des principaux milieux ; mais sont

insuffisamment précis pour d'autres usages comme la climatologie appliquée par exemple. Les

principales classifications utilisées ont été définies empiriquement à partir du constat que le climat

conditionne la disponibilité en eau, les formes d'écoulement, les formations végétales. En 1918,

Köppen a proposé une classification bioclimatique en cinq grands climats selon les températures :

A : toujours chauds ;

B : chauds à torrides ;

C : doux ;

D : frais à froids et

E : glacés.

Un second critère de disponibilité en eau (permanente, saisonnière, absente) permet

d'expliquer la répartition des grands biomes. Onze méso-climats se partagent ainsi les espaces

continentaux. Cette classification a ensuite été étendue aux océans. Le planisphère (cf. Atlas

mondial) climatique présente des climats répartis selon les latitudes et d'autres transverses, en

particulier sur les continents.

Répartition des climats zonaux : les climats sont dits zonaux lorsqu'ils se répartissent en ceinture

plus ou moins continue entre deux parallèles. Comme les climats zonaux expriment les contraintes

planétaires, ils s'imposent plus nettement aux latitudes extrêmes. Dans l'ensemble, les océans

présentent un dispositif plus zonal que les continents, l'interface océan/atmosphère ne variant qu'en

fonction des courants marins et de l'éventuelle prise en glace. De toutes les masses continentales,

l'Eurafrique est celle où la zonation apparaît le mieux, grâce à la planéité et à la faible altitude

moyenne du relief.

Climats azonaux : le terme est utilisé pour des climats originaux à l'intérieur de fuseaux

continentaux ; mais aussi pour des climats dont l'extension spatiale est limitée à une portion de zone

(on parle alors de domaine) et enfin pour des climats qui sont forcés par l'élévation du relief. Le

concept recouvre donc des échelles et dispositifs spatiaux variés. Le fuseau sud-américain, par

exemple, est dominé par une organisation subméridienne des climats liée aux Andes, d'orientation

nord-sud, alors qu'en Asie l'énorme masse Tibet-Himalaya, bien que d'orientation zonale, est à

l'origine de climats azonaux.

Le croisement entre climats zonaux et azonaux aboutit à une marqueterie ou mosaïque de

méso-climats. Les masses d’air, les pressions et les vents, ainsi que le bilan radiatif sont responsables

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de la variété climatique mondiale. Ces facteurs déterminent les grandes zones climatiques (froide,

tempérée et chaude). Dans chacune de ces zones, des facteurs géographiques (océan, continent, hauts

reliefs, courant marin, etc.) définissent des climats régionaux. Les climats de la Terre sont nombreux ;

on peut cependant les regrouper en deux ensembles :

ceux de la zone intertropicale dominés par une chaleur permanente et

ceux des zones tempérées et froides, aux rythmes thermiques saisonniers contrastés.

Figure 7.2 : Climats de la Terre

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Annexes : Cartes d’Atlas

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