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climat

(grec klima, -atos, inclinaison)

Eclairs lors d'un orage
Eclairs lors d'un orage

Le climat est l'ensemble des phénomènes météorologiques (température, humidité, ensoleillement, pression, vent, précipitations) qui caractérisent l'état moyen de l'atmosphère en un lieu donné.

Pour les différents climats du globe, voir l'article spécialisé climats du monde.

1. Le concept de climat

Chaque type de temps correspond à une orientation particulière des grands courants atmosphériques, immédiatement au-dessus du sol et aux différentes altitudes dans l'atmosphère. Les types de temps à caractère anticyclonique correspondent en principe à une absence de précipitations, tandis que les types de temps à caractère dépressionnaire sont générateurs de précipitations. Certaines situations atmosphériques peuvent même occasionner localement des phénomènes météorologiques dangereux, fort heureusement rares, limités dans le temps (grêle, tempêtes, tornades, voire cyclones tropicaux, etc.). D'un jour à l'autre et pour une région donnée, il y a deux possibilités : soit la persistance du type de temps de la veille, soit le passage à un autre type de temps.

La notion de climat résulte de cette succession de types de temps, différents les uns des autres, même si l'opération de moyenne temporelle associée à toute analyse climatique masque cette diversité. La notion de climat doit également être associée à une échelle d'espace donnée : on distinguera le climat local, ou microclimat, le topoclimat (d'une vallée, d'un plateau, d'un bord de mer, d'une ville…), le climat d'une région, d'un continent, voire le climat global.

2. La mesure du climat

2.1. La méthode

La période climatique de référence

Différentes mesures permettent de définir dans un lieu donné un climat moyen, c'est-à-dire qui correspond à l'état moyen de l'atmosphère en ce site. Pour définir le climat d'un lieu, il faut procéder à l'analyse statistique de longues séries chronologiques de mesures des données physiques caractérisant l'atmosphère locale (soit les principaux éléments du climat) : température de l'air, pluviométrie, ensoleillement, humidité de l'air, vitesse du vent.

Ces séries chronologiques doivent couvrir un laps de temps, dit période climatique de référence, d'une durée de 30 années consécutives ; du fait de l'existence de cycles saisonniers, des moyennes sont calculées mois par mois.

La variabilité du climat

Selon les études réalisées par des géologues sur l'ère quaternaire, le climat en un lieu donné a changé, mais c'est une évolution à l'échelle des temps géologiques (plusieurs milliers d'années). Pour caractériser actuellement de véritables modifications du climat à l'échelle de l'année ou de la décennie, il faut pouvoir distinguer modifications du climat et variabilité naturelle. Cette dernière correspond à la dispersion statistique des éléments du climat, relevés année par année, autour de leur valeur moyenne trentenaire ; c'est une indication de l'amplitude possible de fluctuation d'une année sur l'autre de la valeur observée autour de la valeur moyenne.

Les instruments de mesure

Les connaissances historiques sur le climat sont relativement récentes : les premiers thermomètres ne sont fabriqués (à Florence, en Italie, et à Nancy) qu'en 1641 ; un an plus tard apparaissent les premiers baromètres (mesures par Blaise Pascal, au puy de Dôme, en 1648) ; la construction des premiers hygromètres (Henri Victor Regnault) remonte à 1842. Les premières mesures continues de pluviométrie et de température de l'air ont commencé à Paris, au parc Montsouris, en novembre 1872, et la création de l'Organisation météorologique internationale (aujourd'hui Organisation météorologique mondiale, O.M.M.), qui a établi les premières règles et codifications des mesures météorologiques, date de 1873.

Ainsi les chercheurs ne disposent-ils de séries chronologiques ininterrompues que depuis la fin du xixe s. Les séries de mesures plus anciennes (comme les mesures de température réalisées selon l'échelle Réaumur) peuvent être utilisées, mais doivent être corrigées (par l'échelle Celsius, utilisée dans le système international de mesures). Des moyennes climatiques, dites « normales » dans le langage météorologique, ont donc été calculées sur les périodes 1901-1930, 1931-1960, 1951-1980, et sont en cours pour la période 1981-2010.

Les classifications des climats du monde sont fondées essentiellement sur des caractères du climat moyen : pluviométrie et températures de l'air moyennes mensuelles, et pluviométrie annuelle moyenne. On établit grâce aux valeurs ainsi dégagées une caractérisation du climat en chaque point du globe pour lequel de longues séries chronologiques ont été dressées.

2.2. La mesure des éléments fondamentaux du climat

Température et humidité de l'air

La température et l’humidité de l’air sont mesurées au sein de la biosphère, à une hauteur de référence de 2 m au-dessus du sol, à l'intérieur d'un abri normalisé peint en blanc qui protège les instruments (thermomètre, psychromètre) du rayonnement solaire et de la pluie.

Des thermomètres à extremum permettent de relever les maxima et minima journaliers, la moyenne étant égale à la demi-somme des valeurs extrêmes. L'humidité de l'air peut être déterminée par la mesure de la pression partielle de vapeur d'eau dans l'air, de la température dite du « point de rosée », ou de l'humidité relative. La valeur de la pression partielle de vapeur d'eau est une caractéristique d'une masse d'air donnée dont on peut calculer la moyenne dans le temps ; en revanche, l'humidité relative de l'air n'est pas un critère intrinsèque car elle dépend également de la température de l'air.

Les mesures sont réalisées, selon des normes internationales, toutes les trois heures. Ce ne sont pas directement ces mesures instantanées qui sont utilisées, mais leur moyenne journalière ou mensuelle.

Pluviométrie

La pluie est recueillie dans un appareil adéquat, le pluviomètre, placé dans un endroit dégagé à 1 m au-dessus du sol et relevé en général une fois par jour, en principe à 7 heures le matin (heure d'hiver locale). L'unité de mesure est le millimètre, soit 1 litre d'eau reçu par mètre carré de surface au sol horizontale.

Ensoleillement

L'ensoleillement en un lieu est caractérisé par la durée d'insolation, correspondant au nombre d'heures par jour pendant lesquelles le soleil a brillé et n'a donc pas été occulté par un nuage (unité : le dixième d'heure).

Vitesse du vent

La vitesse du vent est mesurée au sommet d'un pylône, à une hauteur de 10 m au-dessus du sol, dans un endroit dégagé (en général sur un aérodrome).

3. Les mécanismes du climat

3.1. Le devenir du rayonnement solaire

Pour mieux comprendre ce qui gouverne le climat, et comment marche ce fameux « effet de serre », considérons la Terre dans son ensemble, comme un corps sphérique solide et liquide entouré d'une mince pellicule atmosphérique, évoluant dans le vide cosmique. Sa seule source d'énergie significative, le Soleil, éclaire notre planète et son atmosphère avec un flux de rayonnement (lumière visible, rayonnement proche infrarouge) équivalant à 1 368 W.m−2. Les nuages, l'air et la surface du globe réfléchissent environ 30 % de ce flux vers l'espace, ce rapport du flux réfléchi au flux incident s'appelant l'albédo ; les 70 % qui restent se trouvent absorbés et convertis en chaleur.

À côté de ce flux d'énergie solaire, tout ce qu'on « produit » sur Terre (dégagement d'énergies fossiles solaire et stellaire) est négligeable en moyenne globale.

3.2. Le rayonnement infrarouge et l'effet de serre naturel

La partie absorbée du rayonnement solaire, surtout à la surface du globe, doit en fin de compte être renvoyée vers l'espace, car c'est seulement par le rayonnement que la Terre peut échanger de l'énergie avec son environnement cosmique. Cela se fait en plusieurs étapes. La surface de la Terre prenant des températures entre − 70 °C et + 50 °C, elle rayonne dans l'infrarouge moyen, à des longueurs d'onde entre 4 et 40 micromètres. Cependant, les gaz de l'atmosphère absorbent le rayonnement à certaines de ces longueurs d'onde, comme le révèle l'analyse spectrale du rayonnement infrarouge qui s'évade réellement de l'atmosphère, observée à partir des satellites.

L'atmosphère, réchauffée par ce rayonnement qu'elle absorbe, renvoie une partie de celui-ci vers le bas ; finalement, la température moyenne au sol (+ 15 °C) est bien supérieure à celle qui régnerait (− 18 °C) s'il n'y avait pas cette absorption de l'infrarouge. C'est ce phénomène qui constitue l'effet de serre naturel.

L'effet de serre dépend essentiellement des gaz atmosphériques constitués de molécules à plusieurs atomes (3 ou plus), qui absorbent une partie importante du rayonnement infrarouge et qu'ils réémettent à la fois vers le haut et vers le bas. Ces gaz, très minoritaires dans l'atmosphère (moins de 1 %), comprennent notamment la vapeur d'eau (H2O), le gaz carbonique (dioxyde de carbone : CO2), l'ozone (O3), le méthane (CH4) et d'autres gaz encore. Si l'on augmente la quantité de ces gaz dans l'atmosphère, l'effet de serre doit se renforcer. Quant aux gaz qui constituent plus de 99 % de l'atmosphère, l'azote (N2) et l'oxygène (O2), leur structure moléculaire très simple fait qu'ils ne jouent pratiquement aucun rôle dans les transferts d'énergie par rayonnement.

3.3. La convection et le cycle de l'eau

L'analogie de l'atmosphère terrestre avec une serre n'est pas parfaite, car, si les serres fonctionnent en laissant passer le rayonnement solaire et en piégeant le rayonnement infrarouge, elles doivent une grande partie de leur efficacité au fait que d'une part elles empêchent les pertes de chaleur par convection, c'est-à-dire par courants d'air, et que d'autre part elles maintiennent une humidité élevée qui limite la perte de chaleur par l'évapotranspiration des plantes.

Ces deux processus, dont l'action est entravée dans une serre, jouent au contraire un rôle important sur Terre, limitant l'échauffement de la surface en transférant de la chaleur de celle-ci à l'atmosphère. Chaque gramme d'eau évaporée à la surface des océans, du sol, des stomates d'une feuille verte, emporte avec lui une quantité de chaleur « latente » (environ 540 calories) qui est libérée dans l'atmosphère au moment de la condensation. Les bilans d'énergie entre surface et atmosphère sont ainsi couplés au cycle de l'eau, mais en fin de compte l'énergie doit repartir vers l'espace dans le rayonnement infrarouge.

3.4. Le rôle des nuages

La condensation de la vapeur d'eau dans l'atmosphère donne généralement lieu à la formation de nuages, qui sont des collections de gouttelettes d'eau liquide (stratus, cumulus) ou de cristaux de glace (cirrus).

Les nuages, en augmentant l'albédo de la planète (partie du rayonnement solaire renvoyée vers l’espace), diminuent la quantité d'énergie solaire disponible pour échauffer la surface du sol et la basse atmosphère ; ils refroidissent la Terre. Cependant, de même qu'ils réfléchissent partiellement la lumière provenant du Soleil, les nuages bloquent aussi l'évasion du rayonnement infrarouge terrestre, contribuant à l'effet de serre naturel.

Les nuages élevés, à sommets froids, ne rayonnent que faiblement vers l'espace ; si leurs bases se trouvent à basse altitude, dans des couches relativement chaudes, ils rayonnent fortement vers le sol. D'où le faible refroidissement nocturne des nuits à ciel couvert, alors qu'il fait frais au lever du Soleil après une nuit à ciel dégagé. L'effet d'albédo des nuages paraît cependant prédominer en moyenne globale.

4. Les déterminants géographiques du climat

La comparaison des moyennes climatiques de température, de durée d'ensoleillement et de précipitations établies par des stations réparties sur les différents continents fait apparaître un certain nombre de déterminants géographiques du climat, dont les trois principaux sont la latitude, la continentalité, la topographie.

4.1. La latitude

Étymologiquement le mot grec klima fait référence à l'inclinaison des rayons solaires, et donc à la latitude, que l’on peut considérer comme le facteur premier de détermination géographique du climat dans la mesure où elle détermine la quantité d'énergie solaire reçue au sol et l'amplitude de sa variation saisonnière, la quantité réelle reçue un jour donné étant modulée en fonction de la nébulosité (présence d'une couverture nuageuse). Les valeurs les plus élevées de rayonnement solaire reçu sont observées dans la zone intertropicale.

À l'échelle du globe, la pluviométrie annuelle moyenne varie également avec la latitude, toutes longitudes confondues, le maximum se situant entre 0° et 10° de latitude nord ; c'est dans cette tranche que se trouve la position moyenne annuelle de la zone de convergence intertropicale des alizés. Ainsi, l'excès de précipitations reçu par l'hémisphère Nord doit être compensé par des courants océaniques transéquatoriaux qui se dirigent vers l'hémisphère Sud. Dans chaque hémisphère, on observe une zone de minimum pluviométrique entre les latitudes 20° et 30°, qui correspond à une ceinture d'anticyclones subtropicaux, tel celui des Açores. Dans l'hémisphère Nord, cette tranche de latitude correspond aux zones désertiques du Sahara, de l'Arabie, de l'Iran et du Pakistan, du sud-ouest des États-Unis et du Mexique. On rencontre ensuite, quand on se dirige vers les pôles, deux maxima relatifs dans la tranche de latitude 40°-50°, correspondant à une zone de passage des perturbations atmosphériques qui est plus marquée dans l'hémisphère Sud que dans l'hémisphère Nord. Enfin, les précipitations diminuent à l'approche des pôles, les très basses températures limitant la quantité de vapeur d'eau dans l'atmosphère.

En météorologie, on subdivise classiquement chaque hémisphère en trois tranches de latitudes :
– les basses latitudes (de 0° à 30°, incluant la zone intertropicale) ;
– les latitudes moyennes (de 30° à 60°) ;
– les hautes latitudes (de 60° à 90°).

4.2. La continentalité

La continentalité détermine notamment l'amplitude annuelle de température de l'air entre le mois le plus froid et le mois le plus chaud : elle est d'autant plus grande que le lieu considéré est éloigné de toute zone océanique. Pour comprendre l'incidence du facteur continentalité, il faut rappeler que le climat résulte de l'équilibre relatif entre l'apport énergétique, d'origine solaire, à la surface du sol, et la disponibilité en eau liquide dans le sol pour l'évaporation, assurée sur les continents par les précipitations.

Au-dessus des océans, les interactions de ceux-ci avec l'atmosphère s'exercent de la façon suivante : les mouvements atmosphériques sont à l'origine de la houle en haute mer et contribuent aussi à l'évaporation ; en contrepartie, les masses océaniques jouent un rôle de régulateur thermique vis-à-vis de l'atmosphère et contrôlent les échanges de chaleur avec cette dernière. Ainsi, l'hiver, les franges côtières des continents connaissent une température plus douce que les zones de l'intérieur, où le déficit radiatif hivernal entraîne un refroidissement des masses d'air d'autant plus prononcé que leur trajet est continental. L'effet de régulation de l'océan joue en sens inverse sur les températures en été : sa proximité limite la hausse des températures.

La présence de l'océan limite donc globalement l'amplitude annuelle de la température, la continentalité la renforce. Le climat de l'Europe occidentale est une bonne illustration des influences océaniques.

Si dans l'hémisphère Nord la proportion d'océans et de continents est à peu près égale aux latitudes moyennes, dans l'hémisphère Sud, en revanche, la même tranche de latitude a une proportion de zones océaniques supérieure à 90 %. Les critères de latitude et de continentalité ne sont donc pertinents pour caractériser un climat que s’ils sont traités de façon combinée.

4.3. La topographie

Le relief d'une région intervient sur le climat moyen sous deux aspects : l'altitude moyenne et la position du lieu ou de la région considérés par rapport à d'éventuels massifs montagneux environnants.

Les températures moyennes décroissent régulièrement avec l'altitude selon un gradient moyen de l'ordre de − 0,55 °C/100 m. Pour ce qui est de la quantité de précipitations reçues, l'élévation des masses d'air humide au contact du relief favorise la condensation de la vapeur d'eau atmosphérique. Ainsi, en France, les pourtours occidentaux des massifs montagneux reçoivent davantage de précipitations que les plaines ou que les versants exposés à l'est.

D'une façon générale, tous les éléments du climat varient avec l'altitude. Mais les effets du relief sont multiples. À petite échelle, celle d'une vallée, il faut prendre en compte l'exposition au rayonnement solaire sur une surface non horizontale, qui varie avec la pente du versant et son orientation par rapport aux points cardinaux. En ce qui concerne les précipitations, les effets sont complexes : il faut considérer le paysage environnant le site considéré et la protection exercée par certaines barres montagneuses contre des perturbations atmosphériques dont la direction générale de propagation est perpendiculaire à celles-ci. Par exemple, dans le contexte géographique de la France, les flancs de montagne faisant face à l'ouest ou au sud-ouest sont directement exposés aux masses d'air humide provenant de l'Atlantique.

5. Caractérisation des climats

Les principaux critères de caractérisation des climats doivent être simples, de façon à être utilisables pour le plus grand nombre possible de points de mesure. Ces critères sont descriptifs du climat moyen, et non de la variabilité du climat.

5.1. Moyenne annuelle des précipitations

Le premier critère est la moyenne du total annuel des précipitations, qui varie de moins de 50 mm au centre du Sahara à plus de 5 000 mm dans les zones montagneuses du nord-est de l'Inde et de la Birmanie. Ce total ne nous renseigne cependant pas sur la répartition de cette pluviométrie moyenne au cours de l'année, laquelle est parfois loin d'être régulière. Ce premier critère est donc complété par la description du type de régime pluviométrique, défini à partir des moyennes mensuelles de précipitations.

5.2. Critères thermiques

Deux critères thermiques sont pris en compte :
– la température moyenne du mois le plus froid (en général le mois de janvier dans l'hémisphère Nord, parfois février) ;
– la température moyenne du mois le plus chaud (en général le mois de juillet dans l'hémisphère Nord, parfois août).

Ces températures sont comparées à des seuils censés être des limites thermiques, respectivement inférieure et supérieure, de l'aire d'extension des grands types de végétation naturelle.

L'amplitude thermique annuelle, différence entre ces deux températures, est aussi un bon indicateur de la continentalité du climat. Enfin, la température moyenne annuelle sert dans certains cas d'indice du niveau de demande climatique en évaporation exercée par l'atmosphère sur la végétation, afin d'être combinée à un critère pluviométrique. En effet, la seule indication des précipitations annuelles moyennes est insuffisante pour décrire le niveau de disponibilité en eau pour la végétation ; il faudrait pouvoir confronter ce critère pluviométrique annuel à une valeur similaire de l'évaporation annuelle de la végétation.

5.3. Évapotranspiration

On sait intuitivement qu'une même quantité de précipitations aura, pour assurer une bonne alimentation en eau à la végétation, une efficacité moindre dans une région chaude que dans une région froide. Les estimations calculées de l'évapotranspiration des plantes (qui combine le phénomène physiologique de transpiration de la plante et celui purement physique d'évaporation de l'eau au niveau de la plante et du sol) sont délicates ; quant aux réseaux de mesures de cette variable, ils sont inexistants. Le niveau d'évapotranspiration d'une plante dépend en effet de plusieurs variables météorologiques, essentiellement la durée d'insolation, la température et l'humidité de l'air, la vitesse du vent. Les deux premières variables ne sont pas indépendantes l'une de l'autre et évoluent en général dans le même sens ; c'est pourquoi on utilise la variable température moyenne annuelle comme indicateur du niveau d'évaporation potentielle.

6. Cycles saisonniers et régimes pluviométriques

La variation au cours de l'année de la quantité de rayonnement solaire que reçoit par jour la surface terrestre engendre une fluctuation en cascade de toutes les variables climatiques.

6.1. Le cycle des saisons

Pour la température, cela se traduit par l'existence d'un cycle de variation au cours de l'année assez régulier, qualitativement semblable, dans un même hémisphère, d'un point à un autre. Dans l'hémisphère Nord, la température atteint son minimum annuel en janvier (parfois en février dans les zones proches des océans) et son maximum annuel en général en juillet. La durée de la phase ascendante du cycle est un peu plus longue que celle de la phase descendante. On définit ainsi deux saisons extrêmes (l'hiver, de décembre à mars, et l'été, de juin à septembre) et deux saisons intermédiaires (le printemps, d’avril à juin, et l'automne, de septembre à novembre).

Dans le monde, les amplitudes thermiques annuelles les plus élevées, dépassant 50 °C, sont observées aux confins nord-est de la Russie. À l'opposé, cette amplitude annuelle est très faible en climat équatorial, où elle peut être inférieure à 5 °C ; c'est le cas en Malaisie (à Kuala Lumpur, les températures moyennes oscillent très légèrement autour de 27 °C, l'amplitude journalière, de l'ordre de 10 °C entre le minimum du matin et le maximum de l'après-midi, étant beaucoup plus importante que la différence entre la température moyenne journalière du mois le plus chaud et celle du mois le plus froid) ou au Cameroun (à Yaoundé, le minimum mensuel est observé en juillet-août avec 22 °C, et le maximum mensuel en février avec 25 °C, soit une amplitude annuelle de l'ordre de 3 °C).

6.2. La pluviométrie

La circulation générale atmosphérique

La circulation générale moyenne de l'atmosphère correspond à l'organisation spatiale des mouvements atmosphériques à grande échelle sur l'ensemble du globe, à caractère plus ou moins permanent à l'échelle du mois, mais variable d'une saison à l'autre.

La circulation générale assure ainsi le transfert de quantités énormes d'eau sous forme de vapeur (nuages) ou de liquide (courants océaniques) des océans – qui sont les principales zones de contribution de vapeur d'eau à la surface du globe (85 % de l'évaporation totale) – vers les zones continentales.

Les précipitations constituent une phase particulière du cycle de l'eau dans l'atmosphère ; elles se produisent lorsque les masses d'air subissent des processus de refroidissement, par ascendance de l'air ou soulèvement de la masse d'air lors de son passage au-dessus de zones continentales montagneuses, ou des réalimentations en vapeur d'eau.

Le régime pluviométrique

Le régime pluviométrique caractérise le cycle annuel des précipitations, décrit par un histogramme des valeurs moyennes mensuelles. Ce cycle annuel est beaucoup plus irrégulier que celui de la température, et sa forme peut varier notablement d'une région à une autre. En effet, le signal énergétique variable, correspondant à l'énergie solaire reçue au sol, se répercute de façon indirecte sur la pluviométrie par l'intermédiaire de la circulation générale moyenne de l'atmosphère.

La moyenne de pluviométrie annuelle sur l'ensemble du globe est de l'ordre de 1 000 mm. Les zones les plus pluvieuses se situent dans le bassin de l'Amazonie, en Afrique équatoriale, sur les contreforts sud de l'Himalaya, dans le nord-est de l'Inde, au Bangladesh et en Indonésie, où l'on recueille plus de 2 000 mm de pluie par an.

La pluviométrie de l'hémisphère Sud est beaucoup moins bien connue car elle concerne essentiellement un domaine maritime. Il y a un maximum pluviométrique entre 40° et 50° de latitude sud.

6.3. L'équateur météorologique

Un trait majeur du cycle saisonnier subi par l'atmosphère terrestre est le déplacement au cours de l'année de ce qu'on appelle l'équateur météorologique, qui correspond à la zone de convergence des alizés. La convergence des vents entraîne une ascendance verticale de l'air génératrice de précipitations intenses caractéristiques du climat équatorial.

Cet équateur météorologique, qui sépare les deux hémisphères du point de vue de la circulation générale atmosphérique, ne coïncide pas avec l'équateur géographique. Sa position en latitude dépend de la date dans l'année et de la longitude du lieu. Il est situé dans l'hémisphère Nord pendant la majeure partie de l'année. En moyenne « zonale », c'est-à-dire toutes longitudes confondues, il atteint sa position la plus méridionale (5° S.) en février et sa position la plus septentrionale (12° N.) en août, sa position moyenne annuelle correspondant à la latitude de 6° N. environ. Le décalage de sa position moyenne vers le nord par rapport à l'équateur géographique est lié au déséquilibre de répartition entre océans et continents dans les deux hémisphères et à la prédominance de zones océaniques dans l'hémisphère Sud.

L'équateur météorologique subit au-dessus du sous-continent indien et du Sud-Est asiatique une remontée considérable vers le nord pendant l'été boréal, concomitante de l'installation de la mousson dans cette zone. Une oscillation similaire, quoique de moindre amplitude en latitude, se produit en Afrique de l'Ouest. Ces moussons peuvent varier en intensité d'une année sur l'autre.