climat (suite)

Le refroidissement. L’exemple le plus immédiat est celui de la brise de mer, qui, par les chaudes journées d’été, rafraîchit l’atmosphère de nos plages. Plus puissantes et d’un caractère tout différent sont les interventions des courants marins froids (v. aridité). Aux latitudes subtropicales, ils maintiennent des étés frais le long des côtes. À San Francisco, les moyennes, de juin à août, sont de l’ordre de 15 °C.

L’abondance pluviométrique. Les cartes pluviométriques indiquent la concentration des pluies le long des côtes et spécialement sur les versants bien exposés, mais aussi le long des courants marins chauds, qui imposent l’instabilité aux masses d’air qui les parcourent. Les très forts totaux (pluie et neige) enregistrés sur les reliefs norvégiens résultent d’un effet orographique brutal et du réchauffement à la base des masses d’air océaniques, au passage au-dessus de la dérive nord-atlantique.

L’inhibition pluviométrique. Le problème a été évoqué à l’article aridité. Le refroidissement à la base des masses d’air maritimes leur impose une stratification thermique stable. Si des brouillards stagnent sur les eaux froides, celles-ci constituent en effet des barrières infranchissables à l’égard des processus pluviométriques, en direction des continents (désert péruvien de façade pacifique).

L’océan, régulateur thermique. On n’insistera pas sur les raisons physiques de cette influence, se contentant d’en relever les effets. Aux latitudes subpolaires, l’écart thermique entre mois extrêmes est de 15 °C à Bergen, de 26,1 °C à Leningrad et de 62,2 °C au cœur de la Sibérie orientale (Iakoutsk). Le fait demeure à toutes les latitudes (écart de 4,4 °C à Bathurst, en Gambie, et de 10 °C à Kano, station « continentale » du Nigeria).

• La continentalité. Elle impose partout des écarts thermiques saisonniers importants. Aux latitudes moyennes, elle suscite la chaleur des étés et le froid des hivers. Elle occasionne par ailleurs une certaine inhibition pluviométrique, bien que des régions très éloignées de l’océan soient susceptibles de recevoir des pluies massives (Amazonie intérieure).

• Les reliefs. Le fait le plus général est la diminution de la température de l’air avec l’altitude. Le froid des sommets ne peut d’ailleurs être comparé au froid polaire puisqu’il correspond à la raréfaction de l’atmosphère ; les rayons solaires n’arrivent pas à échauffer un air trop peu dense. Si celui-ci s’échauffe peu, il n’en est pas de même du sol. Les calories non retenues par l’atmosphère arrivent jusqu’à lui. Ainsi, de jour, sous le soleil, les rochers sont très chauds, tandis qu’au-dessus l’air reste vif. La notion d’exposition (adret, ubac) est finalement beaucoup plus liée aux contrastes thermiques au niveau du sol qu’au niveau de l’atmosphère.

Le relief a également un rapport avec l’allure des vents. On connaît l’effet général de barrière (effet hydrodynamique d’obstacle, v. art. circulation, fig. 9). Mais le relief impose aussi des effets localisés. Lorsque les flux passent par-dessus la montagne, il y a ascendance « au vent », avec possibilité de nuages et de précipitations, et subsidence « sous le vent ». Ici, l’effet de compression impose le réchauffement (adiabatique) de l’air et supprime les abats. Ce réchauffement caractérise le fœhn alpin, qui résulte de l’attraction du flux montagnard par une dépression lointaine. Lorsque des vents passent par-dessus un relief sans cette intervention, il y a simplement « effet de fœhn ».

Ce qui précède indique une première manifestation de la montagne sur les pluies. En général, une dissymétrie intervient entre versants exposés aux vents dominants et versants abrités. L’opposition entre « côtes au vent » et « côtes sous le vent » dans les îles tropicales appartient à ce style, bien que la réalité ne soit pas toujours conforme au schéma. Cela dit, une question se pose qui est de savoir jusqu’à quelle altitude interviennent les pluies en montagne. La réponse est simple : la variabilité est grande selon la latitude d’implantation, la saison et l’exposition. La règle veut que les précipitations augmentent jusqu’à un niveau au-delà duquel apparaît la sécheresse (d’où la notion d’optimum pluviométrique). Les hautes montagnes sont sèches (Andes, Grandes Alpes internes), alors que des précipitations importantes se présentent sur les montagnes moyennes pour peu qu’elles soient bien exposées (Préalpes françaises du Nord). Le phénomène qui nous préoccupe n’est cependant pas simple. À latitudes comparables, les montagnes hawaiiennes ne réagissent pas comme celles des Grandes Antilles. Au-delà de 1 000 m d’altitude, les sommets de l’île d’Hawaii connaissent des précipitations très médiocres alors que les montagnes Bleues, en Jamaïque, subissent de très forts abats.

• Conclusion sur l’azonalité. Les facteurs analysés suscitent une puissante azonalité. Des facteurs géographiques beaucoup plus locaux peuvent intervenir dans le même sens : masses forestières, replis de terrains, ensembles urbains. La gamme des facteurs (géographiques) azonaux est donc vaste. De sorte que les altérations azonales imposent des climats régionaux et locaux très divers dans leur ampleur et leur nature.

Les climats azonaux

• Les climats régionaux. Ils combinent en fait les facteurs zonaux et azonaux, car ils procèdent à la fois de leur latitude d’implantation et des impératifs « géographiques ». Ils se situent à l’intérieur des « zones climatiques ». Ainsi, en Amérique du Nord, aux latitudes tempérées moyennes (soit entre les 50^e et 40^e parallèles), le système montagneux de l’Ouest introduit une puissante altération azonale. D’où, d’ouest en est, le climat océanique de façade pacifique puis, par-delà la chaîne des Cascades, très enneigée l’hiver, le climat semi-aride des plateaux intérieurs du Washington, de l’Oregon et de l’Idaho. Par-delà les Rocheuses (également semi-arides), on arrive aux grandes plaines des Dakotas et du Montana. La médiocrité des précipitations (et le froid hivernal) demeure le trait dominant. À l’est du 100^e méridien, les précipitations reprennent plus d’importance. Des 400 mm des régions steppiques du centre, on passe à plus de 500 mm, puis, en façade atlantique, à plus de 1 000 mm. Ainsi, les climats régionaux se présentent-ils comme des faciès géographiques de climats zonaux.