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climatologie

nom féminin

Cet article fait partie du DOSSIER consacré au climat.

Science qui étudie les climats.

Pour l'étude des effets néfastes ou bienfaisants des climats sur l'organisme, voir → Larousse Médical.

Définition et fonctionnement de la climatologie

Les objectifs de la climatologie

La climatologie est la science par laquelle on cherche à découvrir les régularités des phénomènes atmosphériques observés et à établir les lois qui les gouvernent – soit les répartitions géographiques et saisonnières des températures, des vents, des précipitations, etc. –, tout en sachant que la variabilité reste un aspect essentiel du climat.

Le climat change, et a changé. La climatologie s'attache ainsi également à comprendre les mécanismes climatiques du passé, et tente, à partir de données collectées et de modèles, de décrire les évolutions futures.

Le travail des climatologues

Inondations, Pologne, 1997

Étude des mécanismes climatiques passés, présents et futurs, la climatologie est une vaste discipline regroupant de nombreux spécialistes (météorologistes, modélisateurs de l'océan et de l'atmosphère, géographes, physico-chimistes, spécialistes de la végétation, géologues, paléontologues, astronomes, historiens, etc.) dont l'objectif majeur est de tirer les enseignements du climat passé, observé ou reconstitué, et de mettre à la disposition des décideurs politiques tous les éléments d'information appropriés pour préparer l'avenir en connaissance de cause. C'est dans cet esprit qu'un Comité intergouvernemental sur le changement climatique a été mis en place sous les auspices de l'O.N.U. ; il fait le point tous les cinq ans depuis 1990 sur l'état des connaissances dans le domaine.

Parmi les missions des climatologues figurent les mesures au sol, en altitude ou à distance (radars, satellites, etc.), ainsi que les tâches d'archivage pérenne de ces données, de constitution de séries chronologiques validées et homogénéisées. Ces informations sont essentielles pour caractériser le climat moyen et sa variabilité en un lieu donné, et pour cartographier sa variabilité spatiale. Elles sont primordiales pour la planification dans de nombreux domaines économiques, par exemple pour le calcul de la fréquence d'occurrence des événements extrêmes (tempêtes, inondations, vagues de froid ou de chaleur, etc.) afin de dimensionner correctement les ouvrages (ponts, bâtiments, réseaux hydrographiques, réseaux d'assainissement, etc.)

Les mécanismes du climat

Le devenir du rayonnement solaire

Effet de serre

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.

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.

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.

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.

La carte des climats et leur modélisation

Climats

Il y a un système climatique, mais de nombreux climats.

La répartition astronomique de l'énergie

Les lois astronomiques régissent le rayonnement solaire disponible au « sommet » de l'atmosphère selon la latitude, la date et l'heure, mais l'énergie solaire absorbée dépend en outre de l'albédo, donc de la couverture nuageuse et de l'albédo de la surface ; cette absorption est maximale sur les mers tropicales sans nuages. L'émission de rayonnement infrarouge vers l'espace dépend quant à elle des températures à la surface et dans l'atmosphère, de l'humidité, de la nature de la couverture nuageuse ; fort au-dessus des déserts sans nuages où il dépasse 400 W.m⁻² ; le flux infrarouge est faible (160 W.m⁻²) au-dessus des grands amas de nuages convectifs aux sommets très froids.

Le bilan radiatif, qui est la différence du flux solaire absorbé et du flux infrarouge émis, ne s'équilibre qu'en moyenne sur tout le globe et sur l'année. Excédentaire dans les tropiques et aux latitudes tempérées en été, il est déficitaire en hiver et près des pôles. L'atmosphère et les océans transportent – en proportions à peu près égales – la chaleur excédentaire des tropiques vers les zones déficitaires, atténuant de ce fait les contrastes entre équateur et pôles, entre été et hiver. Les stockages de chaleur dans les océans donnent lieu au retard des saisons météorologiques par rapport aux saisons astronomiques.

Le cas du climat tropical

La circulation générale de l'atmosphère dépend de la répartition du bilan radiatif et de la rotation de la Terre. Elle explique à son tour la répartition des nuages, qui modulent l'albédo et l'émission infrarouge.

Les phénomènes sont particulièrement marqués dans la moitié du globe située entre 30 degrés de latitude sud et nord. Dans la zone peu éloignée de l'équateur (le front intertropical, ou FIT) où convergent les vents alizés chargés d'humidité après avoir balayé les mers chaudes des tropiques, l'air monte, l'humidité se condense, donnant lieu à des pluies torrentielles et à la formation des nuages convectifs (cumulonimbus) avec des sommets allant jusqu'à 18 000 mètres d'altitude. L'air qui est monté – désormais dépourvu d'humidité – doit redescendre ; cette subsidence se fait entre 20 et 30 degrés de latitude, où les nuages et les pluies sont rares, et où se situent de ce fait la plupart des déserts du globe.

Le cycle de l'eau

De manière générale, l'atmosphère transporte une partie de l'eau évaporée des océans vers les continents, d'où elle retourne, parfois après avoir été « recyclée » par l'évapotranspiration des plantes, vers l'océan. La possibilité d'existence de la vie sur les continents dépend ainsi du fonctionnement de ce cycle de l'eau énergisé par le rayonnement solaire absorbé à la surface des océans.

Vers les pôles, en revanche, de l'eau est stockée, en partie pour des millénaires, sous forme solide. Le fort albédo des surfaces de glace et de neige fait que, même pendant l'été, au soleil de minuit, peu de rayonnement solaire est absorbé, notamment sur les calottes du Groenland et de l'Antarctique. Des surfaces à fort albédo (neige sur les continents de l'hémisphère Nord, glaces de mer autour de l'Antarctique au sud) s'étendent énormément l'hiver, et leur persistance au printemps réduit fortement l'absorption d'énergie solaire. Une forte extension des surfaces de glace a donc tendance à renforcer le froid, le contraire à renforcer un réchauffement.

La modélisation numérique du système climatique

Pour comprendre cette complexité que nous connaissons d'autant mieux que les satellites d'observation de la Terre nous fournissent désormais une couverture globale, et pour estimer la sensibilité des climats à telle ou telle perturbation, les climatologues emploient la modélisation numérique, c'est-à-dire la mise en équations d'une représentation simplifiée du système physique constitué par la surface terrestre et par l'atmosphère, et des processus physiques qui s'y déroulent.

Dans les modèles de circulation générale de l'atmosphère, du même type que ceux utilisés par les grands services météorologiques pour la prévision du temps, on cherche à représenter les processus à l'échelle des régions. Pour ce faire, on découpe la surface du globe en cellules faisant typiquement de 200 à 500 km de côté ; on prend également en compte la structure verticale de l'atmosphère en la divisant en une dizaine de couches. On est ainsi conduit à considérer quelques dizaines de milliers de « boîtes » atmosphériques ; pour chacune d'elles on calcule l'évolution de la température, de la vitesse (du vent donc), du contenu en eau sous forme gazeuse (humidité) et sous forme liquide et solide (nuages, précipitations).

L'évolution de ces paramètres obéit aux lois de la physique (conservation de la matière, notamment de l'eau, lois du mouvement, conservation de l'énergie), qui se traduisent par des équations reliant les paramètres d'une boîte à ceux des boîtes autour d'elle. Cependant, on est obligé d'employer des simplifications grossières (des « paramétrisations ») dans la mise en équations de processus importants tels que la condensation, les précipitations et la formation des nuages, les interactions des nuages avec le rayonnement. C'est pourquoi même les modèles les plus avancés représentent très mal la formation et la persistance de nuages bas à grande étendue (stratus, stratocumulus).

Pour résoudre les équations, il faut tenir compte des « conditions aux limites » en haut et en bas. On connaît la répartition du rayonnement solaire au sommet de l'atmosphère. Mais au sol les calculs se compliquent, car il faut tenir compte de la topographie, des conditions de transfert d'eau et d'énergie, de la friction qu'exerce la surface sur le vent. Sur les continents, l'albédo de surface dépend de la couverture de neige, de l'état de la végétation et de l'humidité du sol ; la végétation influence l'évaporation et donc le transfert de chaleur latente à l'atmosphère. Sur la mer, les glaces flottantes augmentent l'albédo, et les températures à la surface conditionnent l'évaporation. Ces températures dépendent non seulement du rayonnement solaire absorbé localement, mais aussi des transports de chaleur par les courants marins, qui sont eux-mêmes animés par les vents. Pour pouvoir modéliser l'évolution des climats, il faut donc coupler le modèle de circulation générale de l'atmosphère à un modèle de l'océan. Ces études n'en sont qu'à leur début.

L'évolution des climats dans le temps

Les climats du passé

Le paradoxe du « Soleil faible »

L'histoire de notre planète s'étend sur plus de quatre milliards d'années. Les astrophysiciens nous disent que le Soleil est devenu graduellement plus lumineux pendant cette période, et qu'il devait être sensiblement plus faible (de 30 % ?) il y a 3,8 milliards d'années. Pourtant, les indices géologiques montrent que l'eau existait bien sous forme liquide à cette époque, que la Terre n'était pas complètement couverte de glaces, qui auraient d'ailleurs empêché son réchauffement vers l'état présent. Même si une révision de la théorie de l'évolution solaire pourrait l'affaiblir, ce « paradoxe du Soleil faible » souligne l'importance des processus propres à la Terre dans la détermination de ses climats. On sait que l'atmosphère contenait davantage de gaz carbonique dans un passé très lointain, et donc que l'effet de serre devait être plus fort.

Le mouvement des continents

Sans remonter aussi loin, et en ne considérant que les derniers 300 millions d'années, on sait que les continents n'ont pas toujours occupé la situation qu'ils occupent aujourd'hui, et que l'atmosphère et la vie ont évolué, avec des climats la plupart du temps plus chauds qu'aujourd'hui.

L'analyse des rapports isotopiques dans les sédiments marins nous apprend que le climat s'est progressivement rafraîchi depuis 55 millions d'années, que les calottes glaciaires ont commencé à apparaître il y a environ 40 millions d'années, ce qui correspond à l'époque du soulèvement de l'Himalaya et du plateau du Tibet. À près de 5 000 mètres d'altitude en moyenne, ce plateau modifie la circulation de l'atmosphère, notamment en ce qui concerne la mousson d'Asie. De plus, ces reliefs ont fait augmenter l'érosion physique et chimique, ce qui conduit à une diminution de la teneur atmosphérique de CO₂, donc à un affaiblissement de l'effet de serre.

Alternances glaciaires et interglaciaires

Mesures de paléoclimatologie

Variations cycliques de la position de la Terre sur son orbite

Si nous ne considérons maintenant que le passé récent, le dernier million d'années, avec les continents et les reliefs sensiblement disposés comme aujourd'hui, nous constatons encore des changements climatiques de grande ampleur : avancées et reculs quasi cycliques des glaciations, aux périodes caractéristiques de – 100 000, – 40 000 et – 20 000 ans. Celles-ci se retrouvent également dans les variations des paramètres de l'orbite et de la rotation de la Terre étudiées notamment par Milutin Milankovitch avant 1940, mais l'on n'arrive pas à expliquer toute l'ampleur des variations climatiques à partir des seules variations astronomiques, sans invoquer des mécanismes d'amplification.

Nos connaissances des variations climatiques ont beaucoup avancé avec les progrès de l'analyse isotopique et l'extraction de carottes de glaces du Groenland et de l'Antarctique. La carotte de glace de la station soviétique de Vostok, en Antarctique, analysée par l'équipe de Grenoble, représente 160 000 ans d'histoire climatique. En plus des variations dans la température et dans le volume global des glaces, révélées par l'analyse des rapports deutérium/hydrogène et oxygène¹⁶/oxygène¹⁸ dans la glace même, on a su extraire – sans les contaminer – des bulles d'air piégées à ces différentes époques. Les variations mesurées dans les teneurs atmosphériques de CO₂ et de méthane, deux gaz contribuant à l'effet de serre, suivent les variations de la température.

Stalactites et stalagmites

Pour étudier la « mémoire » du climat, les climatologues disposent ainsi de différents types de données (les « proxy » données) :

– la composition isotopique de l'oxygène, du carbone et du deutérium présents dans les sédiments lacustres ou océaniques, les glaciers ou les calottes polaires, les cernes des arbres, les strates géologiques, les stalactites, etc. ;

– des indicateurs de la faune ou de la flore du passé (plantes et pollens fossiles, animaux marins ou aquatiques, …) ;

– des indicateurs géologiques ;

– des données historiques (dates et volume des récoltes, dates des semis, des disettes, …).

Le tableau ci-après précise les caractéristiques principales des méthodes les plus utilisées.

Toutefois, malgré ces outils, de nombreuses questions se font jour, notamment celle de savoir comment faire la part entre cause et effet dans cette corrélation entre le climat et la composition de l'atmosphère. De nombreux chercheurs pensent qu'un refroidissement et des conditions moins humides conduisent – en modifiant les échanges entre biosphère et atmosphère – à une diminution de la quantité de ces gaz dans l'atmosphère, cette diminution à son tour affaiblissant l'effet de serre. L'inverse se passe une fois un réchauffement amorcé. Cause et effet se renforcent alors dans ce que l'on appelle une boucle de rétroaction positive, même si le phénomène astronomique est la cause initiale de la variation.

Les climats d'hier

Le recul des glaces

Le dernier maximum glaciaire est tout récent : − 18 000 ans. À cette époque, les glaces couvraient une grande partie de l'Europe du Nord, du Canada et des États-Unis ; le niveau de la mer était plus bas d'une soixantaine de mètres ; et en Afrique, le Sahara était bien plus étendu qu'aujourd'hui.

Il y a une douzaine de milliers d'années est apparu le réchauffement. Les glaces se retirent, la mer monte, isolant l'Angleterre du nord de l'Europe et l'Indonésie de l'Asie du Sud-Est. En Europe et en Amérique, la végétation change, les forêts avancent vers le nord ; ces changements plurimillénaires se trouvent enregistrés dans les pollens piégés dans les tourbières. En Afrique, le Sahara se rétrécit, laissant des dunes fossiles présentes aujourd'hui dans le Sahel.

Le réchauffement se poursuit, mais s'interrompt brutalement (en quelques décennies seulement), il y a 11 000 ans, et pendant plusieurs siècles les glaces avancent de nouveau en Écosse. Ensuite, tout aussi brutalement, le réchauffement reprend. Ces fluctuations peuvent dépendre de la chaleur transportée vers l'Atlantique Nord par la circulation profonde des océans. Un afflux massif d'eau douce, provenant de la fonte des glaces sur le Canada, aurait arrêté la plongée d'eaux froides salées dans l'Atlantique Nord, ralentissant le flux d'eaux chaudes venant du sud.

L'avènement de l'homme

Par la suite, depuis quelque 8000 ans, l'homme modifie la planète à grande échelle, exterminant (sauf en Afrique) les autres grands prédateurs, étendant l'agriculture et l'élevage, domestiquant progressivement la biosphère. Cette évolution se fait au cours d'une période de stabilité – toute relative – du climat. Il y a cependant eu des fluctuations climatiques :

– une période un peu plus chaude il y a 5 000 ans, avec un niveau de mer 4 mètres plus haut qu'aujourd'hui (le Déluge ?) ;

– une période moins sèche dans le Sahara ;

– l'« optimum médiéval », qui a permis aux Vikings de peupler l'Islande et d'aller jusqu'au Groenland et en Amérique du Nord ;

– le « petit âge glaciaire » des XVII^e et XVIII^e s. ;

– depuis, un petit réchauffement, mais les XIX^e et XX^e s. sont surtout marqués par le développement industriel et l'explosion démographique, dont l'impact sur le climat s'avèrent significatif.

Le climat contemporain

Depuis le début du XX^e s., la Terre est sujette à un réchauffement global, auquel se superposent des variations régionales dues à des modifications de la circulation atmosphérique et océanique de plus haute fréquence (interannuelles à multidécennales), telles que celles qui sont associées à l'ENSO (El Niño Southern Oscillation) et à la NAO (North Atlantic Oscillation). Il ne faut surtout pas confondre les deux effets.

L'augmentation des températures

Le réchauffement de latmosphère

La température moyenne à la surface de la Terre s'est élevée de 0,6 °C depuis la fin du XIX^e s., avec quelques exceptions comme au sud-est des États-Unis, au nord de la Scandinavie et de la Russie voisine, qui se sont refroidis.

Ce réchauffement est intervenu essentiellement pendant deux périodes (de 1910 à 1945, et de 1976 à nos jours), principalement aux moyennes et hautes latitudes de l'hémisphère Nord en hiver et au printemps, en conjonction pour ce qui concerne l'Europe avec la phase positive de l'oscillation nord-atlantique (NAO) qui persiste depuis 1972 et qui a atteint une phase maximale entre 1985 et 1998.

La période 1946-1975 a pour sa part été associée à un refroidissement de la majorité de l'hémisphère Nord, alors que l'hémisphère Sud continuait globalement de se réchauffer faiblement.

Éruption du Pinatubo, 1991

À l'échelle globale, les dix années les plus chaudes se sont produites depuis 1981, dont sept dans les années 1990, avec une exception marquante, le refroidissement (chiffré à 0,2 °C) résultant des grandes quantités d'aérosols émises par l'éruption du volcan Pinatubo (Philippines) en 1991, dont les effets radiatifs se sont manifestés jusqu'en 1993. L'année 1998 est considérée comme la plus chaude du deuxième millénaire, ou du moins depuis 1400. Les deux hémisphères se sont réchauffés de la même façon depuis 1860, mais l'hémisphère Nord s'est réchauffé deux fois plus vite pendant les deux périodes 1910-1945 et 1976-1999.

Sur les continents, les températures minimales ont, de manière générale, tendance à augmenter deux fois plus vite que les températures maximales (avec des exceptions, par exemple en Europe centrale ou en Nouvelle-Zélande, où elles augmentent de la même façon). De ce fait, l'amplitude diurne de température diminue. Les taux de réchauffement les plus importants sont observés aux moyennes et hautes latitudes de l'hémisphère Nord.

En altitude, on note aussi une évolution des températures : dans la troposphère, aux latitudes moyennes, le réchauffement (de l'ordre de 0,3 °C depuis 1958) se fait surtout sentir jusqu'à 1,5 km, puis il est sensiblement nul jusqu'à 8 km ; au-delà, on observe un refroidissement. Dans la basse stratosphère, le refroidissement est de l'ordre de 0,5 °C par décennie, de 0,8 °C vers 30 km et de 2,5 °C vers 50 km, ce qui est cohérent avec l'augmentation de la teneur en gaz à effet de serre et la diminution de l'ozone stratosphérique.

Ce réchauffement a pour conséquence des périodes hors gel plus longues, un retrait important de la majorité des glaciers, à quelques exceptions près au voisinage de certaines côtes, où l'avancée des glaciers résulte d'une augmentation des précipitations hivernales (Nouvelle-Zélande, Norvège par exemple), une couverture neigeuse plus faible, une diminution de la glace de mer dans l'Arctique au printemps et en été et une élévation moyenne du niveau des océans de 1 à 2 mm/an.

La température de surface des océans présente des variations similaires à celles observées au-dessus des continents.

Cette modification des températures observée au XX^e s. est considérable sur une aussi courte période. Après la dernière grande glaciation d'il y a 110 000 ans, le climat global a été soumis à une série d'oscillations, dont les deux les plus proches de nous ont conduit à une période froide ayant son apogée vers 18 000 ans avant J.-C., avec une température globale inférieure de 5 °C à ce qu'elle est aujourd'hui, et un niveau de la mer plus bas de 120 m. La Manche n'existait pas, et les glaciers alpins arrivaient jusqu'à Lyon. En Scandinavie, l'épaisseur de glace se chiffrait sans doute en kilomètres.

La déglaciation qui a suivi a été progressive, et est arrivée à son terme vers 5000 avant J.-C., avec en Europe des étés plus chauds (de l'ordre de 2 °C) et des hivers plus froids qu'aujourd'hui. Il en est résulté une remontée des océans de 100 m en 10 000 ans. Des variations de la température globale de quelques degrés ont donc des conséquences très importantes.

L'eau atmosphérique

Sécheresse, Éthiopie, 1995

L'augmentation des précipitations globales au cours du XX^e s. n'excède pas 1 à 2 %, ce qui est très faible. Cette valeur recouvre toutefois de fortes disparités :

– précipitations accrues (+ 5 à 10 %) aux moyennes et hautes latitudes de l'hémisphère Nord, et aux latitudes moyennes de l'hémisphère Sud, particulièrement en automne et en hiver. En Europe, les sécheresses hivernales qui affectent le pourtour méditerranéen et les conditions plus humides que la normale qui prévalent au nord de l'Europe et de la Scandinavie depuis le milieu des années 1970 sont attribuées à la phase positive de l'oscillation nord-atlantique ;

– pas de tendance marquée sur l'hémisphère Sud ;

– déficit datant du début des années 1970 dans les zones tropicales et subtropicales ; en particulier, une réduction brutale est intervenue entre l'équateur et la latitude 35 ° N., de l'Afrique jusqu'en Indonésie.

Depuis le début du XX^e s., on note par ailleurs une augmentation de quelques pour cent de la couverture nuageuse sur les continents, bien corrélée en général à la réduction de l'amplitude diurne de température.

Depuis 1970, on enregistre aussi, dans de nombreuses zones de l'hémisphère Nord, une augmentation de l'humidité relative de quelques pour cent par décennie, cohérente avec l'augmentation de température.

La circulation générale atmosphérique

Le phénomène El Niño

El Niño

La variabilité interannuelle dans le Pacifique est dominée par l'oscillation australe (ENSO) dont El Niño (anomalie chaude de température de l'océan Pacifique tropical est) et La Niña (anomalie froide dans la même région) constituent les deux événements extrêmes, survenant avec des périodes de récurrence privilégiées de 2 à 7 ans. Il semble que l'oscillation australe présente un comportement atypique depuis le début 1976-1977 (événements se produisant avec des indices ENSO faibles, rareté des Niña, récurrence plus grande des événements chauds type El Niño).

Dans l'Atlantique nord, c'est l'oscillation nord-atlantique (NAO) qui domine, et qui modifie également profondément les circulations atmosphérique et océanique. Elle influence la trajectoire des dépressions atlantiques en favorisant dans la phase positive que l'on a connue depuis 1970 le renforcement des régimes zonaux aux latitudes moyennes de l'Atlantique nord. Y sont associés : un refroidissement de l'océan Atlantique dans l'hémisphère Nord, des hivers froids sur l'Atlantique nord-ouest, chauds et secs sur l'Europe. La variabilité quasi biennale dominante jusqu'en 1970 a, depuis, cédé la place à une variabilité quasi décennale (6-10 ans).

Les événements extrêmes

Tempête, Versailles, 1990

À l'échelle globale, il n'y a pas de tendance claire à la modification de la variabilité ou de la fréquence des extrêmes. Toutefois, aux échelles régionales de tels changements sont évidents, principalement à des échelles de temps décennales ou interdécennales.

Il est vraisemblable que la fréquence des événements associés à des précipitations intenses soit plus grande là où les cumuls annuels ont augmenté, en particulier aux moyennes et hautes latitudes de l'hémisphère Nord, et particulièrement sur l'Atlantique nord depuis 1988. Toutefois la fréquence de ces événements peut avoir également augmenté dans des zones où les cumuls annuels sont stables (par exemple l'Asie orientale).

L'occurrence des cyclones tropicaux est fortement influencée par l'ENSO : en période El Niño, il tend à y avoir davantage de cyclones dans le Pacifique, mais moins dans l'Atlantique (on dispose toutefois d'informations limitées avant le début de l'observation par satellites, en 1960). Cependant la variabilité reste dominée par des variations multidécennales.

Quelques études régionales sur les orages, la grêle, les tornades ne mettent pas en évidence de tendance à long terme.

Les climats de l'avenir

Les climats ont changé dans le passé ; ils peuvent le faire dans l'avenir. Que pouvons-nous attendre au cours du XXI^e s. ? Le développement vertigineux des activités humaines atteint désormais l'échelle planétaire : ses effets doivent se faire sentir dans la marche de la machine climatique.

Le Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat (G.I.E.C.)

Le Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat (G.I.E.C.) est un organisme intergouvernemental créé en 1988 par l'Organisation météorologique mondiale et le Programme des Nations unies pour l'environnement. Il a pour mission d'évaluer de façon méthodique, claire et objective, les informations d'ordre scientifique, technique et socio-économique nécessaires pour mieux comprendre les fondements scientifiques des risques liés au changement climatique d'origine humaine, cerner plus précisément les conséquences possibles de ce changement et envisager d'éventuelles stratégies d'adaptation ou d'atténuation. Il a déjà publié quatre rapports d'évaluation des connaissances relatives au changement climatique.

La conférence de Rio (1992)

La conférence de Rio (3-14 juin 1992), dite aussi Sommet de la Terre, a adopté notamment une convention adoptés, outre une déclaration de 27 grands principes, une convention sur les changements climatiques, la convention cadre des Nations unies sur les changements climatiques (CNUCC).

Le protocole de Kyoto (1997-2005)

Signé en 1997 et entré en vigueur en 2005, le protocole de Kyoto, protocole additionnel à la Convention sur les changements climatiques de la conférence de Rio, adopté au terme d'une conférence internationale tenue à Kyoto, fixe pour 37 pays industrialisés ainsi qu'à l'Union européenne des objectifs de réduction d'au moins 5 % de leurs émissions de gaz à effet de serre entre 2008 et 2012, par rapport à celles de 1990.

Le renforcement anthropogène de l'effet de serre

L'effet de serre, c'est-à-dire l'absorption de rayonnement infrarouge dans l'atmosphère, dépend, pour à peu près un tiers, du dioxyde de carbone de l'atmosphère. Or, l'abondance du CO₂ augmente, en premier lieu, en conséquence de la combustion des carburants fossiles. L'abondance d'autres gaz à effet de serre augmente aussi : le méthane (en relation surtout avec l'extension de la riziculture), le N₂O, les chlorofluorocarbones ou CFC (ces derniers entièrement d'origine industrielle). L'effet de serre se renforce : si les tendances actuelles persistent, l'abondance du CO₂, qui est passée de 290 ppm (parties par million) à 355 ppm en un siècle, pourrait très bien atteindre 600 ppm avant l'an 2040.

Avec l'intensification de l'effet de serre, on s'attend à un réchauffement climatique global. Mais de combien de degrés, et avec quelles conséquences ? La montée de la température moyenne globale depuis 1850 est-elle un signe de ce changement ? Ce n'est pas sûr ; il ne faut pas oublier la variabilité naturelle du climat. À l'inverse, le petit refroidissement entre 1950 et 1970 et la relative faiblesse du réchauffement observé jusqu'en 1987 ne suffisent pas à démontrer que le renforcement de l'effet de serre soit « inefficace ».

L'évolution climatique demeure donc incertaine, car elle dépend de rétroactions qui peuvent soit amplifier, soit restreindre le changement. Avec un début de réchauffement, l'atmosphère peut contenir davantage d'humidité. Si l'humidité augmente, intensifiant l'effet de serre de la vapeur d'eau, cela amplifiera le réchauffement. Mais l'humidité augmentera-t-elle ? Quant aux nuages, ils interviennent aussi bien en réfléchissant une partie du rayonnement solaire qu'en bloquant le rayonnement infrarouge terrestre ; l'importance relative des deux effets dépend de l'altitude et de l'épaisseur de la couche nuageuse.

Les conséquences d'un réchauffement global

Dans le cas d'une élévation des températures de quelques degrés, on évoque souvent le risque d'une remontée du niveau de la mer, particulièrement pour les régions déjà à la limite de la viabilité, notamment au Bangladesh où chaque tempête inonde d'immenses étendues au ras de l'eau. À terme, toutes les plaines côtières pourraient se trouver menacées.

Mais d'autres changements peuvent survenir beaucoup plus rapidement. Un réchauffement supérieur à 2 degrés implique des modifications importantes dans le cycle de l'eau, dans la carte des précipitations, de l'évaporation et de l'humidité des sols. De façon générale, les modèles prédisent une intensification du cycle de l'eau, c'est-à-dire une évaporation plus forte et davantage de pluies à l'échelle globale, mais c'est la répartition régionale et saisonnière de ces changements qui compte en pratique. Avec un réchauffement, l'intensification de l'évaporation peut annuler les bénéfices d'une augmentation des pluies. Si les changements bouleversent la carte biogéographique, cela demandera de grands efforts d'adaptation à l'agriculture.

Comment maîtriser notre avenir climatique ?

Selon la sensibilité du climat, selon la gravité des « impacts » d'un réchauffement global plus ou moins rapide, on peut estimer plus ou moins urgent de réduire la production des gaz à effet de serre. Cela ne semble pas poser trop de problèmes en ce qui concerne les CFC, déjà mis au ban à cause de leur rôle dans la destruction de l'ozone stratosphérique. En revanche, réduire les émissions du CO₂ et du méthane, liées aux activités humaines fondamentales que sont la production d'énergie et l'agriculture, paraît bien plus difficile.

Peut-on envisager d'autres solutions si l'on veut continuer à utiliser les carburants fossiles ? Pomper le CO₂ dans les océans, pour l'éloigner de l'atmosphère pendant quelques siècles : est-ce praticable et sans danger ? Pourrait-on sans risques fertiliser les mers pour qu'il y ait davantage de phytoplancton (algues) transformant du CO₂ en matière organique ? Arrêter la déforestation et replanter des forêts peuvent paraître des solutions « biologiques » attirantes pour stabiliser le CO₂ atmosphérique. Cependant, pour que la reforestation puisse compenser des émissions industrielles croissantes de CO₂, il faut remplacer la fertilisation naturelle des sols des forêts par un apport d'engrais artificiels.

À défaut de pouvoir limiter l'intensification de l'effet de serre, peut-on la contrecarrer par une sorte d'ingénierie géophysique ? Les idées ne manquent pas : on propose d'introduire des particules réfléchissantes dans la stratosphère (en quelque sorte des nuages volcaniques artificiels), voire des parasols dans l'espace. Si cela pouvait annuler le réchauffement global, quels en seraient les effets sur les climats à l'échelle régionale ?

En attendant d'y voir plus clair, ne vaut-il pas mieux ralentir la perturbation de notre environnement planétaire ? Le « développement » (quel type de développement ?) exige-t-il vraiment une production de plus en plus grande d'énergie ? Avec les technologies modernes, on doit pouvoir produire mieux avec moins ? Le ferons-nous assez vite ?

climat

nom masculin

(grec klima, -atos, inclinaison)

Cet article fait partie du DOSSIER consacré au climat.

Climats

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.

Le concept de climat

El Niño

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.

La mesure du climat

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 XIX^e 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.

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).

Les mécanismes du climat

Le devenir du rayonnement solaire

Effet de serre

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.

Le rayonnement infrarouge et l'effet de serre naturel

La convection et le cycle de l'eau

Le rôle des nuages

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.

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°).

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.

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.

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.

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.

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.

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.

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.

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).

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.

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.