Dynamique des enveloppes fluides externes et climat

Dans le modèle avec circulation entretenue, du froid est apporté en surface (glace) et du chaud est apporté à la base (chauffage par une lampe). L'océan peut être refroidi par le haut mais il n'est pas réchauffé par le bas (l'énergie des dorsales ou des fumeurs chauds est trop faible pour avoir des répercussions à l'échelle de l'océan, les apports sont vite "dilués" dans la masse). De plus l'océan peu aussi être chauffé par le haut, c'est même le cas dès que la température atmosphérique de surface est supérieure à la température du fond de l'océan (0 à 4°C)... ce qui est très souvent le cas. Le modèle d'aquarium ne peut donc pas modéliser ce qu'il se passe dans l'océan.

Par contre, la basse atmosphère est bien chauffée par sa base (l'énergie solaire chauffe le sol qui chauffe ensuite l'air) et est refroidie par le haut (perte de chaleur par le sommet). Ce modèle "aquatique" est donc assez adapté à la mise en évidence et à l'illustration des phénomènes atmosphériques.

Une augmentation locale de densité peut se produire suite à évaporation (la vapeur est de l'eau "douce") ou par formation de glace de mer (l'eau gelée est de l'eau douce ou, du moins, moins salée que l'eau océanique initiale).Une baisse de salinité locale peut résulter d'apports importants de précipitations (l'eau de pluie est "douce"), de la fonte de glaces de mer, ou d'apports d'eaux continentales (embouchures des grands fleuves ou des grands glaciers, vidange "catastrophique" de grands lacs d'eau douce).

Remarques. Ces modifications locales peuvent générer des gradients de densité verticaux "inverses" entrainant des mouvements verticaux du fait de la modification de la densité de la couche superficielle par rapport aux couches plus profondes, mais aussi des gradients de densité horizontaux entrainant des réajustements latéraux du fait de la modification localisée par rapport à son environnement latéral (de l'eau douce va pouvoir "s'étaler" sur la surface océanique pus dense (jusqu'à ce que des phénomènes de mélange ne viennent réhomogénéiser les eaux). Ces modifications locales peuvent être temporaires ou plus pérennes. La salinité plus élevée de la Méditerranée est expliquée par une évaporation locale importante qui n'est contrebalancée ni par les apports d'eau douce des fleuves ni par les apports d'eau moins salée depuis l'Atlantique (apports limités par l'étroitesse du détroit de Gibraltar). Par contre, la salinité de la Méditerranée étant aujourd'hui constante, cela signifie qu'actuellement, les apports d'eaux douces et d'eau atlantiques moins salées compensent exactement l'effet de saturation par évaporation, on a donc atteint ce qu'on appelle un état d'équilibre dynamique (cela "ne bouge pas", non pas parce que tout est figé mais parce que les effets contraires actifs se compensent exactement).

La présence d'O₂ et d'O₃ dans la stratosphère et leur interaction avec les UV expliquent l'absorption importante du rayonnement UV dans la haute atmosphère (importance due à la quantité d'oxygène présente mais aussi à la rapidité des réactions de photodissociation et de recombinaison). Cette absorption chauffe donc la stratosphère par le dessus (les UV sont absorbés dans la haute stratosphère, ce qu'il reste d'UV est absorbé dans la moyenne stratosphère, ce qu'il reste encore dans la basse stratosphère...). Ainsi la stratosphère est plus chaude à haute altitude qu'à plus basse altitude. Le "chaud" (et moins dense) étant au-dessus du "froid" (et plus dense), ce mode de chauffage n'induit pas d'instabilité gravitaire, c'est-à-dire pas de mise en mouvement convectif. Dans la troposphère, il y a moins d'ozone et beaucoup moins d'UV. La troposphère est quasi-transparente au rayonnement solaire "résiduel" (privé de ses UV) qui va donc réchauffer la surface terrestre, surface terrestre qui, portée à environ 15°C, émet un rayonnement infra-rouge (IR) va ensuite réchauffer la troposphère par sa base puisqu'elle absorbe partiellement ces IR (gaz à effet de serre). Ce mode de chauffage par la base explique la possibilité de convection dans la troposphère.

Ainsi se développe dans la stratosphère un profil de température "stable" lié à un chauffage par le haut sans induire de mouvement verticaux dans cette couche atmosphérique, alors que dans la troposphère, le chauffage par le bas induit des mouvements convectifs et la mise en place d'un profil de température "dynamique".

Partons sur une approximation réaliste à notre niveau de raisonnement en considérant l'air comme un gaz parfait dont on peut donc décrire le comportement thermodynamique par la loi dite des gaz parfaits, P.V = n.R.T, avec P la pression, V le volume, n la quantité de matière exprimée en moles, R la constante des gaz parfaits et T la température (en K). En raisonnant sur une quantité constante de matière (n constant), on peut alors réécrire cette loi sous la forme P.V=k.T (k constante), ou P.V/T=k. On "voit" donc immédiatement que si, par exemple, la pression P diminue alors l'égalité est maintenue par une augmentation de V et/ou une baisse de T.

Revenons à l'atmosphère, en fait, ici, la troposphère : la pression diminue avec l'altitude (il y a moins d'air au-dessus qui "appuie" et exerce une pression). Observons une quantité donnée d'air à basse altitude h1. À une température T, elle occupe un volume V à une pression P. "Déplaçons" cette quantité d'air plus en altitude, à une hauteur h'>h, elle se retrouve alors à une pression P' inférieure à P (on "monte" donc la pression diminue). Si cette "montée" est adiabatique (pas d'échange d'énergie avec l'extérieur), cette conservation de l'énergie totale s'exprime par P.V/T=P'.V'/T'=k. La masse d'air, avec P'<P, présente alors un volume V'>V (dilatation) et une température T'<T de sorte que, mathématiquement (thermodynamiquement), l'augmentation de volume "compense" les baisses de pression et de température. Puisqu'on observe une masse donnée d'air et que le volume a augmenté avec l'altitude, il résulte que la densité à diminuer en latitude (même masse contenue dans un plus grand volume). On a donc de l'air "chaud" et dense à plus basse altitude et de l'air "froid" et moins dense plus en altitude. On a donc, dans le champ de pesanteur, le dense en bas et le moins dense en haut... cela parait stable, le chaud (mais dense) n'a a priori aucune raison de "monter" dans le plus froid (mais aussi moins dense). On observe couramment un tel profil "équilibré" pression-température en fonction de l'altitude h, et cela peut sembler être un équililbre statique (c'est-à-dire que tout reste toujours en place). Mais en fait, lorsqu'on observe ce profil P-T-h, dans lequel rien, ne semble devoir "bouger", il s'agit d'un équilibre dynamique, c'est-à-dire qu'un moteur entretient cette apparente stabilité. Imaginons une colonne d'air, du sol à la haute troposphère, initialement dans l'état d'équilibre décrit juste avant et regardons ce qui arrive si on laisse évoluer le système sans lui apporter d'énergie. La colonne d'air va perdre de l'nergie par le haut, plus froid). Le sommet de la collone va donc se refroidir, de densifier et descendre dans la colonne d'air. À la base, si l'air se refroidit (sol ou océan plus froid, ne serait-ce que la nuit) il deveint aussi plus dense, il reste "en bas" mais va devenir plus froid que l'air qui le surplombe dans la colonne d'air, air qui lui cédera alors de la chaleur. On perd donc l'état initial avec un mouvement descendant d'air froid et un refroidissement par la base. Cet équilibre est donc un équilibre dynamique lié au fait que l'air est chauffé à sa base par le sol, lui-même réchauffé par le rayonnement solaire. L'énergie apportée par le sol, réchauffe la basse atmosphère, qui devient moins dense, monte puis se refroidit (décompression adiabatique) petit à petit et perd son énergie au sommet de la troposphère. Il y a donc alimentation permanente par le bas qui compense la perte par le haut en maintenant un profil P-T-h "stable" qui est en fait le résultat d'une circulation verticale d'énergie (initialement solaire) de bas en haut, circulation qui correspond concrètement à une ascension d'air (transportant cette énergie).

Remarquons qu'il existe le phénomène appelé inversion thermique observable en présence d'une couche nuageuse de basse altitude. Prenons le cas d'une couche nuageuse recouvrant la plaine de Limagne, au niveau de Clermont-Ferrand, mais ne recouvrant pas le plateau de la chaine des Puys. Au petit matin, les gens de la plaine ne "verrons pas le Soleil". Du fait de la forte réflexion par la couverture nuageuse, la luminosité sera un peu réduite (les UV et une partie du rayonnement visible passent quand même) en plaine et moins d'énergie solaire atteindra le sol. La température montera donc moins qu'en l'absence de nuages. Mais, au même moment, le plateau recevra "normalement" l'énergie solaire qui réchauffera le sol et donc l'air. En l'absence de nuages, l'air chauffe en plaine (et sur le plateau) puis monte, se décomprime... ce qui "construit" un profil de température "classique" avec l'air chaud en bas et l'air froid en haut en liaison avec une ascension d'air. En présence de la couverture nuageuse, l'air de la plaine ne se réchauffa pas, ou plutôt pas autant que sur le plateau, alors qu'il se réchauffe plus sur le plateau. Il en résultera une masse d'air froid et dense en plaine, sous les nuages, masse froide surmontée d'une masse d'air plus chaud... et moins dense. Il n'y a aura donc pas de "courant d'air" de la plaine vers le plateau (ni du plateau vers la plaine. Cette inversion thermique produit donc une colonne d'air "stable" en plaine : l'air froid et dense y stagne... avec sa pollution éventuelle. Cette inversion disparaitra lorsque la masse nuageuse se dispersera et que la plaine sera à nouveau "baignée" par le soleil.

Du fait de la rotondité de la Terre, un faisceau solaire impacte une surface plus réduite à l'équateur qu'aux plus hautes latitudes. La surface terrestre et donc la base de l'atmosphère sont donc plus chauffés à l'équateur (énergie répartie sur une surface moindre) et de moins en moins lorsqu'on va vers les plus hautes latitudes. Remarque : la basse atmosphère étant quasi-transparente aux rayonnements solaires visibles (rayonnements visibles qui représentent la grande majorité de l'énergie solaire), l'épaisseur d'atmosphère traversée avant d'impacter le sol n'est pas un facteur majeur expliquant la différence d'énergie apportée à la surface de la Terre. Par contre, cette épaisseur traversée avant d'atteindre le sol, plus importante le matin et le soir par rapport au "midi", est à prendre en compte dans les phénomènes de diffusion / réfraction de la lumière (couleur du ciel, par exemple).

En restant dans une modélisation simple avec de l'eau comme fluide, on peut reproduire une coupe méridienne avec un aquarium "rectangulaire". Pour simuler le chauffage de l'atmosphère (représentée par l'eau) on chauffe l'aquarium par sa base. Pour simuler le gradient de chauffage équateur-pôle, on chauffe plus au centre de l'aquarium (qui sera l'équateur) et moins les extrémités, qui seront les pôles. Afin de bien appliquer un chauffage par bande de latitude, il faut chauffer uniformément toute la largeur de l'aquarium. On pourra pour cela poser l'aquarium sur des trépieds ou des plaques chauffantes. A minima, on dispose une plaque chauffante à l'équateur pour chauffer plus qu'aux pôles, pour lesquels le chauffage par l'air ambiant pourra suffire (chauffage réel si l'eau est plus froide que l'air ambiant (ce qui n'est pas le cas si on a préparé la manipulation bien avant pour avoir une eau "calme), sinon, ce ne sera pas un réel chauffage mais un simple "non-refroidissement". On peut imaginer un dispositif de chauffage avec une plaque chauffante centrale réglée sur une température Tmax, encadrée de plaques réglées sur des températures décroissantes quand on va vers les pôles. En restant avec le dispositif minimal (une seule plaque centrale), les bases polaires sont "chauffées" par l'air ambiant... à la même température que l'air à la surface de l'aquarium : il faut donc refroidir la surface de l'aquarium pour garder un contraste de température entre la base et le sommet de l'aquarium-atmosphère.

Pour refroidir le sommet de l'"atmosphère". Solution minimale : on place des "barques" (couvercles, barquettes plastiques) contenant des glaçons fondant dans de l'eau, au moins à la surface de l'"atmosphère polaire", ou bien des sacs "glace + eau" plaqués sur les bords extérieurs supérieurs de l'aquarium. Attention, pas de glaçons qui flottent car en dégelant ils apporteraient de l'eau, c'est-à-dire qu'ils représenteraient un apport de matière... on veut juste refroidir ; attention aussi à l'utilisation de bacs de congélation sortis du congélateur et qui risqueraient de geler la surface de l'eau qui, bien que froide, ne pourrait alors pas "plonger".

Même avec un système minimal, on s'attend à observer une ascension d'eau "équatoriale", compensée par des courants "froids" horizontaux des pôles vers l'équateur à la base de l'aquarium et des courants "chauds" horizontaux de l'équateur vers chaque pôle. Le refroidissement de surface permet aussi d'observer la descente de courants aux pôles.

On "voit" donc des transferts de chaleur de l'équateur vers les pôles (transports de "chaud" vers les pôles + transport de "froid" vers l'équateur). De plus on voit bien que l'équateur sépare les deux hémisphères, il n'y a pas d'échange qui traverse l'équateur, c'est-à-dire qu'il n'y a d'échange ni de matière ni d'énergie entre les deux hémisphères. Cette absence de transfert entre les hémisphères est "observable" lors d'épisodes de "pollution" atmosphériques intenses tels que des éruptions volcaniques (Laki) ou lors des accidents de Tchernobyl ou de Fukushima (à retrouver sur les cartes de suivi de la radioactivité suite à ces évènements).

Remarque : une manipulation encore plus simple à réaliser (et à réussir) consiste à chauffer l'aquarium (pas trop long) d'un côté à sa base et de le refroidir de l'autre côté à son sommet. On visualise alors une boucle de circulation, mais seulement sur un "hémisphère" et on perd la visualisation "directe" de l'absence de transfert entre les hémisphères.

L’effet Coriolis dérive du fait que la Terre tourne sur elle-même, chaque point apparemment fixe de la Terre faisant un tour complet autour de l’axe de rotation en 23h56min04s (jour sidéral), soit environ 24h (jour solaire, durée proche que l'on prendra pour les calculs par la suite). La vitesse angulaire de rotation est donc de ~360°/24h, soit ~15°/h.

Lorsqu’on compare des points situés sur un même méridien, leur vitesse angulaire de rotation est bien sûr la même, ~15°/h, d’Ouest en Est. Par contre, chaque point décrit un cercle autour de l’axe de rotation dont le périmètre dépend de la latitude λ. Le rayon R(λ) de ce « petit cercle » est donné par la relation R(λ) = R_Terre.cos(λ). Le périmètre parcouru en 24h (1 tour) par un point situé à la latitude λ est donc égal à p(λ) = 2.π.R_Terre.cos(λ). Comme 2.π.R_Terre est le périmètre de la Terre à l'équateur (~40 000 km), on a alors p(λ) = 40 000.cos(λ), en km.

Ainsi, un point fixe à l’équateur se déplace à environ 1670km/h d’Ouest en Est, mais à "seulement" 1640 km/h vers 10° de latitude, 1570 vers 20°, 1440 vers 30°, 1280 vers 40°, 1180 vers 45°, 1070 vers 50°, 830 vers 60°, 570 vers 70°, 290 vers 80°, et 0 km/h à 90° de latitude, c'est-à-dire au pôle. Un bel exemple de découverte mathématique de la fonction cosinus (et de sa dérivée si on s'intéresse aux variations en fonction de la latitude).

Si on "lance", "met en mouvement" un objet / une masse initialement au repos plein Nord ou plein Sud (selon un méridien) avec une certaine vitesse "méridienne", cet objet / cette masse se déplacera avec cette vitesse selon une direction NS mais conservera sa vitesse latitudinale d’entrainement dépendant de sa latitude initiale. Par exemple, si on lance un objet de 45° de latitude N vers l’équateur en visant un point du même méridien, lorsque l’équateur sera atteint au bout de X heures, le point de départ se sera déplacé de X*1180km vers l’Est. L’objet lancé avec une vitesse NS, aura été déporté, comme son point de localisation initial, de X*1180km vers l’Est lorsqu’il atteindra l’équateur, alors que le point visé situé initialement à l’équateur ce sera déplacé de X*1670km vers l’Est, soit X*490km plus à l’Est. l’objet "lancé" arrivera donc à l’équateur X*490km plus à l’Ouest que le point visé, donc, ici, le trajet étant du Nord vers le Sud, un "décalage" vers la droite.

Il est possible de visualiser cela sur un globe, sur un tourniquet ou sur un tourne-disque (ou un tour de potier, plus facile à trouver aujourd’hui)… Attention à ne pas introduire un objet extérieur dans le système, l'objet mobilisé doit au départ être "au repos"... dans le système tournant !

Ne pas hésiter, surtout avec des élèves, à refaire le raisonnement théorique et/ou pratique plusieurs fois, en partant de points divers de l’hémisphère Nord ou Sud, en allant vers les plus hautes / basses latitudes pour se rendre compte de la déviation "vers la droite" dans l’hémisphère Nord et "vers la gauche" dans l’hémisphère Sud... ou avec un tourniquet / tourne-disque en allant du bord vers le centre ou du centre vers le bord et en faisant tourner dans un sens ou dans l’autre.

Remarque : la déviation continue de la trajectoire peut aboutir à une trajectoire qui, partant d'une trajectoire purement méridienne, devient latitudinale. L'extension méridienne de la trajectoire est alors stoppée. C'est ce qui explique la limitation méridienne des cellules convectives atmosphériques.

Remarque : les expériences diverses menées sur des bassines, lavabos, baignoires... ne peuvent permettre de "déceler" l'effet Coriolis. En effet, les physiciens rappellent que l'effet Coriolis sur le sens de rotation lors de la vidange d'une petite bassine est inférieur à l'effet du passage d'une mouche à 1 m de la bassine.

Lorsque de l’eau s’évapore, cela consomme de l’énergie pour le changement d’état de l’eau de liquide à vapeur. Cette énergie consommée pour l’évaporation n’ a donc pas servi à autre chose, par exemple, elle n’a pas réchauffé le sol ou l’océan. Là où il y a évaporation, la surface du sol ou de l’océan est donc moins chauffée qu’en l’absence de changement d’état. À apport d’énergie égal, la surface d’un sol humide est donc moins chauffé que la surface d’un sol sec puisqu’une partie de l’énergie sera consommée par de l’évaporation. Lors d’un mouvement atmosphérique de l’énergie peut être transportée "directement" par de l’air chaud vers un endroit plus froid, mais, de plus, si cet air est riche en vapeur d’eau et qu’il se met à pleuvoir, alors l’énergie "stockée" dans la vapeur d’eau est restituée lors du changement d’état inverse de la vapeur vers le liquide. Remarque : ~90 % de l’eau évaporée au-dessus de l’océan retombe sur l’océan, les 10 % restant permettent des transferts d’énergie de l’océan vers les continents via la vapeur d’eau.

Pour se rendre compte de l'énergie transportée par la vapeur d'eau, on peut prendre l'exemple de l'effet de fœhn. La variation de température avec l'altitude, par décompression adiabatique, est de l'ordre de 6°C par kilomètre pour de l'air saturé en vapeur d'eau (10°C/km pour de l'air sec). Prenons une masse d'air humide qui franchit un obstacle de 1500 m redescend de l'autre côté. Entre le pied de l'obstacle et son sommet, la température de l'air aura diminué de 9°C, l'air verra donc sa pression de vapeur saturante diminuer et donc de la vapeur d'eau va se condenser. Cette condensation va alors réchauffer l'air ce qui atténue sa baisse de température. Si l'eau condensée reste en suspension, l'énergie libérée lors du franchissement de l'obstacle sera consommée par la re-vaporisation de cette eau lors de la descente de la masse d'air de l'autre côté de la montagne. L'air "descendu de la montagne" sera donc à la même température et au même taux d'humidité que l'air avant franchissement de l'obstacle. Imaginons maintenant que l'eau condensée lors du franchissement de la montagne tombe sous forme de précipitations. Arrivée au sommet, la masse d'airest à une température diminuée du fait de l'ascension, diminution plus ou moins compensée par l'apport d'énergie libérée par la condensation de l'eau. Lors de la descente de la montagne, cette masse d'air va se réchauffer d'autant qu'elle s'était reforidie du fait de la variation d'altitude, mais ici, l'énergie de condensation n'est pas consommée par la re-vaporisation de l'eau qui a quitté la masse d'air, au final, cette énergie induit donc une augmentation de la température de l'air qui descend de la montagne par rapport à l'air qui l'a gravie. C'est l'effet de fœhn.

Comme pour un système de roues dentées / d'engrenages, le mouvement, ascendant ou descendant, est le même au contact entre deux cellules. Avec une ascension à l'équateur et une descente aux pôles (contraintes aux limites du système), il est donc géométriquement possible d'avoir une seule cellule, ou bien 3, 5... 7... un nombre impair de cellules. Tout nombre pair impliquerait qu'un contact entre deux cellules contiguës se fassent avec des mouvements contraires.

Le fait de ne pas avoir une seule cellule sur Terre vient de l'effet Coriolis qui dévie les vents méridiens et en limite l'extension latitudinale (à force d'être dévié de côté, la trajectoire devient une trajectoire latitudinale... le mouvement méridien initial est alors stoppé). Le nombre de cellules obtenu dépend de la vitesse relative du déplacement méridien (Nord<->Sud) par rapport à la vitesse latitudinale différentielle (qui dépend de la vitesse de rotation). En cas de faible effet Coriolis, une seule cellule est possible. Si l'effet Coriolis empêche la formation d'une seule cellule, alors 3 cellules se mettent en place (pour des raisons géométriques respectant les contraintes aux limites du système). Si l'effet Coriolis augmente (vitesse de rotation plus forte et/ou vitesse méridienne plus faible), on peut théoriquement passer à 5, 7... cellules, selon la "taille" de la cellule initiale.

Vénus a une taille comparable à la Terre et possède aussi une atmosphère et donc des mouvements atmosphériques générés par les différences de « chauffage » entre équateur et pôles. Une grosse différence vient de la vitesse de rotation, si la Terre fait un tour sur elle-même en 24h, cela prend 243 j sur Vénus. La vitesse de rotation est donc 243 fois plus faible, pour une taille comparable, cela revient donc à dire que le différentiel latitudinale de vitesse (à l'origine de l'effet Coriolis) est 243 fois plus faible sur Vénus que sur Terre ! Pour observer 3 cellules de convection par hémisphère sur Vénus comme sur Terre, il faudrait compenser cela par des vitesses atmosphériques méridiennes environ 243 fois plus faibles elles aussi (pour garder un même rapport relatif)… Sur Vénus, l'atmosphère est certes plus dense et donc peut-être plus visqueuse, elle est aussi de composition différente (effet sur la viscosité mais dans quel sens ?) et plus chaude (baisse de la viscosité). L'un dans l'autre, l'existence d'une seule cellule de convection atmosphérique par hémisphère semble montrer que les vents méridiens ne sont pas 243 fois plus faibles que sur Terre.

Remarque. Avec la seule connaissance de la faible vitesse de rotation de Vénus par rapport à la Terre, l'explication est la faiblesse de l'effet Coriolis "toutes choses égales par ailleurs".

On a vu dans les étapes précédentes le rôle de la convection à l'échelle globale : ascension d'air chaud (équateur), descente d'air froid (pôles). On a vu, avec l'effet Coriolis, que contrairement aux "jolies" cellules de convection des expériences en aquariums, les mouvements atmosphériques sont déviés et qu'un système avec relais de cellules de convection se met en place de l'équateur aux pôles et transporte de l'énergie. Ici, on revoit cela mais à une échelle très locale. Une colonne ascensionnelle (liée à des caractéristiques locales de température de l'eau) peut se mettre en place. Si elle est puissante, de l'air chaud et humide monte, quand l'humidité devient pluie (baisse de température par décompression adiabatique induisant une baisse de la pression de vapeur saturante) cela libère de la chaleur qui ralentit le refroidissement de l'air ambiant et accentue donc la puissance de l'"ascenseur" (l'air "plus chaud", en fait "moins froid", est moins dense que le même air humide "plus froid"). Ce phénomène peut donc s'auto-entretenir, voire s'emballer. Cette ascenseur, exerce une "aspiration", l'air est "attiré" à la base de la colonne ascensionnelle. Les vents sont aussi déviés par effet Coriolis, d'où la rotation des vents. Une dépression = pression plus basse car air "aspiré", c'est une zone qui "attire" donc l'air à la base de l'atmosphère. Un anticyclone est une zone de haute pression = là où de l'air "descend". À la surface du globe, l'air va des zones de plus forte pression vers les zones de plus basse pression... en étant dévié. D'où les sens d'"enroulements" différents entre les zones de "départ" et "d'arrivées" de l'air (voir les cartes). Quand un cyclone arrive sur terre, il n'y a plus d'alimentation océanique, le sol est plus sec, de plus les vents sont plus "freinés" par le sol... tout cela fait baisser l'énergie du système qui s'essouffle (pas toujours assez vite pour les habitants des zones côtières !).

Remarque. En carte, on voit une rotation vers la gauche des zones de dépression dans l'hémisphère Nord. Cette rotation est due à la déviation vers la droite des vents... Il faut se rappeler que la déviation est vers la droite quand on va dans le sens du déplacement. Une zone de dépression est une zone d"aspiration", les vents viennent à elle en étant déviés vers la droite dans leur sens de déplacement... et donc vers la gauche lorsqu'on se place "en face", du point de vue du centre dépressionnaire. Les vents "arrivant" à la zone dépressionnaire mettent donc les nuages en mouvement de rotation vers la gauche autour de cette zone, point de référence.

Des conditions locales particulières peuvent permettre la mise en place d'une colonne ascensionnelle d'air chaud et humide, colonne qui peut devenir cyclone. De grandes quantités d'énergie sont mises en jeu lors de ces phénomènes climatiques "locaux" et de courte durée (par rapport aux grandes cellules atmosphériques). Effet Coriolis, évaporation / précipitation, sont des processus que l'on retrouve à cette échelle. Arrivé sur la terre ferme, le processus s'épuise petit à petit.

On peut, dans un premier temps, simplement regarder la distribution géographique des vents dominants (convection atmosphérique + effet Coriolis), prendre en compte la circulation d'Ekman (interaction atmosphère - océan superficiel) pour en déduire le caractère favorable ou non à la présence de phénomène d'upwelling en un lieu donné. Un upwelling se produit le long d'une côte si l'eau de surface est poussée au large car, ne pouvant être "remplacée" latéralement par de l'eau de surface, ce "déficit" superficiel permet la remontée d'eaux plus profondes, plus froides et potentiellement plus riches en nutriments (cf. La biosphère, un acteur géologique majeur).

Dans les trois cas, nous sommes proche des tropiques. Pour la Mauritanie, un vent dominant N-S "dévié" NE-SO induit un courant océanique superficiel vers l'O, voire le NO : l'océan superficiel est donc bien repoussé au large.

Pour la Namibie et Rio de Janeiro, on est dans l'hémisphère Sud, les vents dominants sont S-N "déviés" SE-NO, ce qui induit un mouvement océanique superficiel vers l'O, voire le NO. Le vent "pousse" donc l'océan vers le large des côtes namibiennes, mais vers la côte de Rio de Janeiro.

On peut éventuellement aller plus loin.

Il s'agit là d'une étude simple et rapide, ne prenant en compte ni les effets locaux possibles (forme des côtes, par exemple), ni les variations latitudinales saisonnières des grandes cellules de convection car jusque là on a toujours considéré que l'équateur géographique correspondait à l'équateur solaire (là où ça "chauffe" le plus). Cette hypothèse, non explicitée jusqu'à présent, permet de bien comprendre les phénomènes globaux et les grandes répartitions climatiques.

On peut désirer aller plus loin en prenant en compte les variations saisonnières dans les régions où elles entrainent des changements temporaires de régime des vents. On trouvera alors les périodes moins favorables à l'upwelling dans les régions globalement les plus favorables, et, à l'inverse, on pourra trouver des périodes favorables dans les régions globalement défavorables. Ainsi, par exemple, il existe un phénomène saisonnier d'upwelling au large de Rio de Janeiro (le Cabo Frio, voir l'article (en français) http://archimer.ifremer.fr/doc/00122/23285/21114.pdf. On pourra trouver aussi les périodes les plus favorables pour les côtes africaines citées ci-dessus.

Les grandes redistributions énergétiques globales permettent donc de cartographier les grands domaines climatiques. La prise en compte des mouvements saisonniers des cellules de convection atmosphériques permettent aussi de mieux comprendre les climats en plus de l'impact très direct de la variation d'insolation locale au cours de l'année (qui explique très bien les variations de température mais moins les variations des précipitations liées à l'existence de vents apportant de l'air humide et venant de l'océan plus ou moins proche et donc avec de l'air avec plus ou moins d'humidité résiduelle).

Revoir ce qui a été vu et intégrer aussi des particularités locales expliquant les climats.

Tout d’abord, on restera en France avec l’aide de "Météo France" pour les données brutes (www.meteofrance.com/climat pour la métropole -choix d’une station et de l’affichage des données de température et pluviométrie- et http://www.meteofrance.pm/clim.php pour Saint-Pierre et Miquelon). Comparer le climat moyen (température et si possible pluviométrie) à Saint Pierre à celui d’une station métropolitaine de la côte atlantique de votre choix, de latitude proche. Comparer, d’autre part, le climat de Luxeuil-les-Bains à celui de Colmar (surtout la pluviométrie) en invoquant un phénomène local.

À partir de vos connaissances et en prenant en compte les variations saisonnières, qui décalent latitudinalement les grandes cellules atmosphériques, mais aussi le contexte local, expliquer très simplement le phénomène de mousson au pied de l’Himalaya et l’existence du désert de Gobi.

On a vu à l'étape précédente les interactions entre atmosphère et océan à propos des phénomènes d'upwelling. Quand on parle d'El Nin͂o ou de La Nin͂a, il s'agit en fait de situations " anormales" par rapport à un état plus "classique" de vents dominants et donc de courants marins superficiels sur les côtes occidentales de l'Amérique du Sud permettant, dans certaines zones comme la côte Nord du Chili, des upwellings favorables à de bonnes pêches. On a aussi vu que les décalages méridiens saisonniers des boucles de convection atmosphériques expliquaient le développement parfois seulement saisonnier d'upwellings le long de certaines côtes. Ici, ce ne sont plus des variations saisonnières, "normales", mais des variations interannuelles de puissance des vents dominants qui expliquent la mise en place temporaire d'El Nin͂o ou de La Nin͂a dans le Pacifique, avec des conséquences météorologiques en Amérique du Sud mais aussi de l'autre côté du Pacifique. Ces phénomènes anormaux font donc partie du "climat" local en tant que phénomènes "anormaux" mais relativement "réguliers", s'écartant de la moyenne "classique", on peut parler d'oscillations ou de variabilité climatique.

De même que l'on connait en France certains été "pourris" (humides, voire frais et humides) et d'autres très chauds (voire secs et chauds), ces cas extrêmes ont toujours existé. Ainsi, des épisodes extrêmes sont possibles dans le cadre d'un climat donné, moyenne météorologique locale sur au moins 30 années. Mais il n'y a, là, aucune régularité "saisonnière" ou pluriannuelle. Si l'on s'intéresse de plus en plus à ces évènements extrêmes c'est pour déceler des tendances qui montreraient, elles, un changement climatique : avoir un été très chaud de temps à autre est "normal", alors qu'avoir progressivement et régulièrement un été très chaud tous les 3-4 ans avec diminution du nombre d'étés frais, est un indice fort de variation climatique en cours (ici, la température moyenne, sur 5 ans augmente). On doit donc distinguer, d'une part, la survenue d'un "évènement météorologique extrême" (souvent appelé, d'ailleurs, évènement climatique extrême -à comprendre dans le sens d'évènement extrême pour le climat considéré) et, d'autre part, l'augmentation de la fréquence de ces cas, qui, elle, peut indiquer un changement climatique réel. Les données météorologiques régulières et fiables disponibles en de nombreux endroits depuis plus de 100 voire 150 ans, permettent d'avoir de bonnes données climatiques "moyennes" et donc de pouvoir déceler les anomalies météorologiques répétitives indicatrices de dérives climatiques.

On peut comparer Saint Pierre et Miquelon à une station de latitude proche de la côte atlantique, l'ile d'Yeu, La Rochelle, Saint Nazaire, voire, plus au Nord, Brest. Quel que soit le choix, on observe aisément que les températures sont plus élevées en moyenne en métropole qu'à Saint Pierre et Miquelon, ce qui est à rapprocher de l'existence d'un diverticule du Gulf Stream qui tempèrent les côtes Ouest-européennes (voir ci-dessus). Lorsqu'on compare la pluviométrie, la situation insulaire explique l'apport possible de pluie pour toutes les directions de vent, alors que les côtes vendéennes ou charentaises sont plus "abritées" des vents marins, si on prend Brest comme point de comparaison, la mise à l'abri est moindre du fait de l'avancée de la Bretagne dans la mer par rapport aux côtes plus méridionales.

Luxeuil et Colmar sont situés quasiment à la même latitude (à 40 km près) et Colmar n'est que 70 km plus à l'Est. Cette proximioté géographique se retrouvent avec une forte proximité climatique en ce qui concerne les températures, par contre on note une différence importante entre la pluviométrie annuelle à Luxeuil (~1050 mm) et à Colmar (~605 mm). Cette différence s'explique par la présence du massif vosgien entre Colmar et Luxeuil. En effet, les pluies sont issues de vents d'Ouest et la présence des Vosges oblige les masses d'air humides à s'élever pour "passer" les Vosges. Or, en s'élevant, l'air se refroidit, sa pression de vapeur saturante (= sa capacité à contenir de la vapeur d'eau) diminue et entraine, de ce fait, des précipitations sur le versant occidental des Vosges, d'où une pluviométrie moindre sur le versant oriental (avec "ce qu'il reste").

En ce qui concerne la mousson, le rempart himalayen, bien plus important que le "rempart" vosgien explique les pluies abondantes lorsqu'un vent favorable s'y confronte. La saisonnalité du phénomène s'explique par un phénomène semblable à l'alternance vent de mer / vent de terre connue des plaisanciers sur les côtes en été, mais ici à une échelle "continentale" et avec une rythmicité annuelle et non plus journalière. En hiver, l'océan Indien est plus chaud que le continent indien et asiatique, il se crée donc une dépression relative entrainant des vents "de terre", avec de l'air continental sec qui traverse l'Inde (on parle de mousson d'hiver sèche). En été, c'est le continent indo-asiatique qui est plus chaud que l'océan, la dépression qui en résulte crée un "vent de mer" apportant sur le continent indien de l'air humide et provoquant la mousson (ou mousson d'été humide). Confrontés à l'obstacle de l'Himalaya, ces vents "marins" humides sont délestés de leur vapeur d'eau résiduelle, ce qui arrose les contreforts himalayens et explique la faible d'humidité de l'air qui va ensuite traverser le plateau himalayen et redescendre sur le désert de Gobi.

Le désert de Gobi, éloigné de toute masse océanique est en position défavorable pour être arrosé grâce à des apports océaniques qui seraient alors d'origine très lointaine avec une humidité résiduelle assez faible (l'humidité serait alors plutôt la conséquence de l'évaporation d'eaux continentales et de l'évapotranspiration de la végétation (phénomènes moins intenses que l'évaporation au-dessus d'un océan chaud ou tempéré). De plus, les vents issus du Sud sont délestés de leur humidité par le franchissement de l'Himalaya... L'aridité du désert de Gobi découle donc de son éloignement des côtes tempérées, et de la présence de reliefs entre lui et les côtes méridionales.

Remarque. Il existe aussi en Afrique de l'Ouest (Guinée, Mali...) un phénomène de mousson mais moins marqué qu'en Inde. En effet, le contraste thermique y est moins important et les reliefs franchis sont bien moins élevés que l'HImalaya. On peut aussi noter que le contraste thermique océan - continent est aujourd'hui plus faible qu'il y a 10 000 ans du fait de la précession des équinoxes (le contraste été-hiver est aujourd'hui plus faible dans l'hémisphère Nord que dans l'hémisphère Sud, situation inverse il y a ~10 ka)... ce qui explique, pour partie, que le Sahel était plus arrosé à cette époque : reliefs équivalents mais avec apports marins plus intenses (plus d'humidité apportée par des masses d'air plus "pénétratives" à l'intérieur du continent).