Analogies et expériences simples pour comprendre la physique du climat

Les Grecs, sans doute inspirés par l'esthétique géométrique de la sphère mais aussi par des observations telles que les éclipses de lune (ombre portée de la Terre sur la lune) s'étaient convaincus que la Terre était une sphère, au centre de l'univers.

Pour décrire la position d'un lieu sur la Terre, ils définirent les « climats » (du grec « klima », inclinaison) comme des régions dans lesquelles la hauteur du soleil (à midi et à une saison donnée) est à peu près la même partout. C'est ce principe de repérage qui a débouché bien plus tard (après le grand « trou » du Moyen Age pendant lequel la Terre fut considérée comme plate) sur la notion de latitude.

Le mot « climat », correspondant à l'origine à la hauteur du soleil, fut rapidement associé au sens qu'on lui donne aujourd'hui : climat tropical, climat désertique, climat polaire. Ce glissement de sens provient probablement des liens étroits qui existent entre latitude, hauteur du soleil et température.

L'énergie solaire absorbée par une surface dépend de l'intensité du rayonnement incident, mais également des propriétés optiques de la surface. Une partie du rayonnement solaire incident est absorbée, le reste est réfléchi. La fraction entre le rayonnement solaire réfléchi et le rayonnement incident est appelée coefficient de réflexion ou encore albédo.

Plus cette fraction de rayonnement réfléchie est élevée, plus l'énergie solaire absorbée est faible. Lorsque l'œil perçoit une surface comme claire, c'est parce qu'une fraction importante de rayonnement visible est réfléchie (et n'est donc pas absorbée). Au contraire une surface perçue comme sombre réfléchit peu de lumière et en absorbe beaucoup.

La très forte luminosité d'un paysage enneigé illustre bien la valeur élevée de l'albédo de la neige. La très faible valeur de l'albédo de l'océan peut par contre sembler contradictoire avec la forte luminosité que l'on perçoit au bord de la mer, notamment par temps calme. Cette impression provient de l'effet miroir de l'eau. Une photo satellite de la Terre laisse par contre clairement apparaître que l'océan est très sombre.

Une conséquence de la valeur élevée de l'albédo de la neige (qui absorbe peu de rayonnement solaire) est un effet d'auto-entretien (ou d'amplification) des situations froides. En effet si une région est suffisamment froide pour conserver un important manteau neigeux, le rayonnement solaire est fortement réfléchi. Il y a donc moins d'énergie absorbée que s'il n'y avait pas de neige. Actuellement, on suppose que ce mécanisme a eu un rôle important lors des entrées en situation glaciaire. Si, aux hautes latitudes, les étés deviennent trop froids pour que la neige fonde, l'absorption de rayonnement solaire est réduite ce qui contribue à maintenir une situation froide.

L'absorption du rayonnement solaire par la surface de la Terre est le phénomène dominant dans la description du climat. C'est parce que les pôles reçoivent moins d'énergie solaire que les tropiques qu'il y fait plus froid. C'est parce qu'en hiver l'énergie solaire est plus faible qu'il y fait plus froid. C'est l'énergie solaire qui est le moteur de tous les phénomènes climatiques, des mouvements de l'air dans l'atmosphère et de l'eau dans l'océan.

L'air chaud monte. Cette observation est courante : fumée qui s'élève au-dessus d'un feu, air chaud qui s'élève au-dessus d'un radiateur… L'air, comme presque tous les corps, se dilate lorsqu'il s'échauffe. Sa masse volumique est plus faible que celle de l'air froid. Du fait de la poussée d'Archimède, une parcelle d'air chaud entourée d'air plus froid aura tendance à monter.

En pratique...

Un dispositif genre hélice disposée au-dessus d'une source chaude permet de mettre en évidence cette convection, cette montée d'air chaud. On pourra utiliser une spirale en papier tournant autour d'un axe vertical. Les carillons de Noël sont également très illustratifs : une hélice horizontale à laquelle sont souvent fixés des anges se met à tourner lorsque l'on allume les bougies situées en dessous.

Les mouvements de l'air sont souvent trop désordonnés pour que le mouvement ascendant soit directement visible.

Le phénomène de brises côtières que l'on observe parfois en été, par temps calme, est une illustration météorologique de la convection. La température de la surface océanique varie peu entre le jour et la nuit. Par contre la température de la surface continentale peut augmenter significativement de jour et devenir nettement plus chaude que celle de la mer. Cette différence de température est à l'origine de la brise de mer. La nuit, la terre se refroidit et le processus contraire peut se développer. C'est la brise de terre.

Figure 1. Brise de mer et brise de terre

Ce phénomène existe également à l'échelle continentale et saisonnière. C'est par exemple le cas de la mousson indienne (de l'arabe mausin, saison) qui fut utilisé par les navigateurs dès l'époque romaine.

En été les vents de mousson soufflent d'Ouest en Est et facilitent la navigation à voile de la Mer Rouge vers l'Inde. En hiver, les vents d'Est en Ouest permettent de faire le chemin de retour. Ce phénomène de mousson est basé, comme les brises côtières, sur un contraste de température entre océan et continent mais à plus grande échelle d'espace et de temps.

Par son inertie thermique, la surface de l'océan a une température qui varie peu avec les saisons. Par contre le continent indien s'échauffe fortement en été, générant une convection importante. Cet air qui s'élève est remplacé par de l'air venant de l'océan, ce qui génère des vents d'Est au-dessus de l'océan Indien. L'ascendance de l'air au-dessus de l'Inde produit également de fortes pluies à la fin de l'été. La relation entre ascendance et précipitations est générale dans les régions tropicales.

Finalement la convection est également présente à une échelle encore plus grande, l'échelle planétaire.

Figure 2. Ascendance, convection, précipitation, circulation de Hadley

Comme nous l'avons vu précédemment, les régions proches de l'équateur sont celles qui reçoivent le plus d'énergie solaire. La température est maximale dans cette ceinture équatoriale et elle baisse lorsque l'on s'en éloigne. Ce gradient méridien de température est à l'origine d'une structure convective à très grande échelle. L'air chaud des régions équatoriales s'élève et "aspire" de l'air provenant des régions subtropicales. Pour fermer la boucle, l'air qui s'est initialement élevé au-dessus de l'équateur descend ensuite dans les régions subtropicales. Cette circulation atmosphérique est appelée circulation de Hadley.

La convection est également présente dans l'océan mais, contrairement à l'atmosphère, principalement dans les régions polaires. Dans les régions équatoriales en effet, l'eau est chauffée en surface par le rayonnement solaire. Cette eau chaude, donc moins dense, reste en surface. Dans les régions polaires, l'eau est par contre fortement refroidie par l'air glacial. En se refroidissant cette eau devient plus dense et coule vers le fond de l'océan. Ces "colonnes convectives" océaniques sont le symétrique des "tours convectives" atmosphériques.

Cette convection océanique peut être localement renforcée par la formation de glace de mer. Lorsque l'eau de mer gèle, la glace qui se forme possède une salinité très faible et "rejette" ainsi de l'eau très salée. Ces rejets de sels augmentent la densité des eaux de surface, ce qui favorise la convection océanique. Dans l'hémisphère Nord, les régions de fortes convections se trouvent principalement à l'Est du Groenland. Cette plongée d'eau est à l'origine de la circulation de l'océan profond.

Les séjours en montagne sont l'occasion de constater que la température de l'air diminue avec l'altitude. De façon assez générale, la température baisse avec l'altitude. Pour l'expliquer nous allons faire un détour par la pression atmosphérique.

Après la mise au point du baromètre par Evangelista Toricelli au début du XVII^ème siècle, Blaise Pascal réalisa une expérience au Puy de Dôme qui permit d'observer la dépendance de la pression atmosphérique avec l'altitude. Ces résultats donnèrent de la crédibilité à la notion de pression hydrostatique dont la valeur est celle du poids d'une colonne verticale d'air (ou autre fluide) dont la base a une surface de 1 m². Cette notion permit de grand progrès en fournissant par exemple une explication au principe d'Archimède.

Pour traiter plus complètement la variation de la pression avec l'altitude, il faut prendre en compte la variation de la masse volumique de l'air avec la pression et la température. On obtient ainsi que la pression atmosphérique est divisée environ par deux chaque fois que l'on s'élève de 5000 m.

Variation de température et de pression sont, pour un gaz, totalement liés l'un à l'autre par l'"équation d'état" : les deux baissent ou augmentent ensemble. Cette dépendance est connue par ceux qui utilisent des bouteilles de plongée sous marine : si l'on décomprime rapidement une bouteille, la température de celle-ci baisse et de la rosée ou même du givre y apparaît. Dans la troposphère, on peut ainsi calculer et observer que la température diminue avec l'altitude de 10°C/km pour de l'air sec, de 5°C/km pour de l'air humide, avec une valeur typique de 8°C/km. En utilisant cette valeur on trouve ainsi que lorsqu'il fait 20°C en plaine, il fait environ -20°C en haut du Mont-Blanc et -45°C à 8000 m (altitude des avions de lignes).

Un point important à souligner est que la baisse de température avec l'altitude que nous venons de considérer est due à la variation de la pression hydrostatique avec l'altitude et qu'elle correspond à une situation d'équilibre. Ainsi les phénomènes de convection présentés précédemment ont lieu lorsque la diminution verticale de la température avec l'altitude est plus faible que la diminution à l'équilibre.

La température de l'atmosphère décroît ainsi jusqu'à une altitude de 10 à 15 km. Ensuite un nouveau phénomène intervient. De l'ozone est présent entre 10 et 50 km (stratosphère) et, comme ce gaz absorbe le rayonnement solaire dans le domaine U.V., la température croît légèrement dans cette région.

Eau et climat sont étroitement liés. C'est en fonction du climat que l'eau s'évapore de la surface, est transportée parfois sur des milliers de kilomètres, se condense pour former des nuages, puis de la pluie ou de la neige.

En retour l'eau a un rôle majeur sur le climat à travers son effet de serre, l'effet radiatif des nuages, l'énergie thermique absorbée lors de l'évaporation de l'eau ou au contraire l'énergie dégagée lorsque la vapeur d'eau se condense en gouttelettes pour former les nuages et la pluie.

Figure 3. Cycle de l'eau

L'eau s'évapore des océans. Une partie se condense et précipite sur l'océan ou sur la terre sous forme de pluie ou de neige. Sur terre, ces précipitations entretiennent la présence des glaciers, remplissent les cours d'eau et humidifient les sols. Une partie de cette eau rejoint la mer tandis que le reste s'évapore du sol ou des cours d'eau pour précipiter à nouveau... L'évaporation du sol s'effectue principalement via les plantes et dépend beaucoup du type de végétation. Le couvert végétal est profondément modifié par l'homme : déforestation, culture intensive... ce qui peut entraîner une modification sensible du climat local.

L'eau à l'état gazeux, couramment appelée vapeur d'eau, est toujours présente dans l'air qui nous environne. Cette présence se révèle lors d'expériences quotidiennes telle la formation de buée sur les vitres en hiver.

Pour une température donnée, il existe une quantité maximale d'eau pouvant être présente sous forme gazeuse par unité de volume. Cette valeur correspond à la saturation, à une humidité relative de 100%.

Si de la vapeur d'eau est rajoutée ou si la température diminue, il y a condensation. C'est ce qui se passe lors de la formation de buée sur une surface froide : l'air se refroidissant à son contact, la saturation est atteinte et de la vapeur d'eau se condense.

Lorsqu'un récipient fermé contient de l'eau, au bout d'un temps assez long, la quantité de vapeur d'eau présente dans ce récipient correspond à la saturation. Il y a équilibre entre la phase liquide et la phase gazeuse. L'évaporation d'une quantité d'eau est immédiatement compensée par la condensation d'une quantité égale de vapeur. Il y a en moyenne autant de molécule d'eau qui vont du liquide au gaz que de molécules allant du gaz au liquide.

La vapeur d'eau est inodore et incolore.

L'évaporation et la condensation mettent en jeux des quantités importantes d'énergie thermique. Il faut fournir de l'énergie pour évaporer de l'eau et, au contraire, la condensation libère de l'énergie thermique.

En pratique...

On place un ventilateur à une cinquantaine de centimètre d'un thermomètre. On remplit un brumisateur (lave vitre...) d'eau tiède ou chaude. Si on vaporise cette eau dans le courant d'air du ventilateur, la température indiquée par le thermomètre baisse. Ainsi, bien que l'eau vaporisée soit chaude, l'énergie thermique absorbée lors de l'évaporation est suffisamment importante pour abaisser la température.

Pour évaporer un gramme d'eau, il faut fournir environ 6 fois plus d'énergie que pour chauffer ce gramme d'eau de 0°C à 100°C. L'importance de l'énergie thermique absorbée lors de l'évaporation est perceptible lors d'expériences banales.

L'évaporation absorbe de l'énergie et la condensation, par symétrie, en libère.

En pratique...

Sur un chauffe plat , on dispose deux plats identiques, en verre et avec leur couvercle. Attention : pour éviter que la dilatation des gaz ne fasse exploser les récipients, les couvercles doivent pouvoir se soulever ou rester très légèrement ouvert.

Dans l'un des récipients, le fond est recouvert d'eau. Après quelques minutes des gouttes d'eau se forment sur le couvercle. La température du fond des deux plats est identique car ils sont posés sur le même chauffe plat, qu'en est-il de la température des couvercles ? Une mesure avec un thermomètre ou un simple toucher permet de constater que la température du couvercle est plus élevé pour le récipient contenant de l'eau que pour l'autre. Dans les deux cas, la convection transporte de l'énergie thermique du fond vers le couvercle. Mais dans le récipient contenant de l'eau il y a également transport de vapeur d'eau qui s'évapore au fond et se condense sur le couvercle. Cette condensation apporte un supplément d'énergie thermique au couvercle qui se traduit par une température plus élevée.

Orages et cyclones sont des phénomènes météorologiques dans lesquels l'énergie dégagée par la condensation de la vapeur d'eau joue un rôle majeur. À l'origine, il y a un phénomène de convection d'air humide. Cet air se refroidit en s'élevant dans l'atmosphère et lorsque la saturation est atteinte, la vapeur d'eau se condense pour former des nuages, puis éventuellement de la pluie. Cette condensation libère de l'énergie, ce qui réchauffe l'air, diminue sa masse volumique et donc augmente l'intensité de la convection. La convection s'auto-amplifie et peut donner naissance à des nuages d'orage (des cumulonimbus) qui peuvent atteindre une dizaine de kilomètres de hauteur.

Lorsque la vapeur d'eau commence à se condenser dans l'atmosphère, elle forme de toutes petites gouttes d'eau d'environ 10 µm de diamètre. Ces gouttes sont suffisamment petites pour rester en suspension dans l'air et former un nuage. Elles diffusent efficacement la lumière solaire, ce qui rend les nuages si blanc à leur sommet. Lorsque la densité des gouttes à l'intérieur des nuages devient élevée, elles rentrent de plus en plus fréquemment en collision, s'agglomèrent et grossissent. Si les gouttes atteignent un diamètre de 100 µm environ (0,1 mm), elles commencent à tomber et continuent à grossir en s'agglomérant aux gouttes d'eau rencontrées dans leur chute. Les gouttes de pluies éclatent du fait de leur vitesse lorsqu'elles deviennent trop grosses ; le diamètre des gouttes de pluie est en général compris entre 0,5 mm à 5 mm.

La répartition géographique de la végétation naturelle dans les tropiques est extrêmement contrastée.

Source - © 2000 Site SeaWIFS / NASA

Figure 4. Carte de l'indice relatif de végétation continentale

Les régions équatoriales qui s'étendent de 10° Sud à 10° Nord sont couvertes de forêts très denses qui prospèrent dans un climat chaud et humide. En s'éloignant de l'équateur on trouve entre 20° et 30° de latitude Nord et Sud des déserts, de la steppe désertique ou de la savane sèche. Dans l'hémisphère Nord ce sont le Mexique, l'Arizona, le Sahara, le désert d'Arabie, l'Iran, le désert de Gobi, et, pour l'hémisphère Sud, la Patagonie, le Sud de l'Afrique et l'Australie.

Pourquoi une telle répartition géographique ? Pourquoi passe-t-on si brutalement d'un climat très humide à un climat désertique ?

Les régions tropicales sont celles qui reçoivent le plus d'énergie solaire et qui sont les plus chaudes. Dans ces régions, la convection atmosphérique est intense. Elle est à l'origine de la cellule de Hadley qui est décrite par une zone d'ascendance au-dessus de l'équateur et par deux zones de subsidence vers 30° Nord et Sud.

Figure 5. Cumulonimbus

Dans la zone d'ascendance (également appelée zone de convergence intertropicale) l'air chaud monte et, comme la pression diminue, se refroidit. La vapeur d'eau se condense et ainsi se forment de gros cumulonimbus, nuages convectifs très développés pouvant atteindre plus de 10 km de haut et générant des pluies très importantes.

En mer, cette région est bien connue des marins qui l'ont surnommée « pot au noir ». Leurs bateaux peuvent rester encalminés plusieurs jours dans cette région, sous un déluge d'eau et en proie à des vents faibles et changeants. Cette zone d'ascendance n'est pas située en permanence à l'équateur géographique mais se déplace avec les saisons, avec l'ensoleillement maximum. Elle se déplace au Nord pendant l'été boréal (juin-août) et au Sud pendant l'été austral (décembre-février). Sur les océans cette migration est réduite à cause de la forte inertie thermique. Sur terre cette zone d'ascendance suit d'avantage la position du soleil et son passage correspond à la saison des pluies.

L'air qui s'élève dans la zone de convergence intertropicale se refroidit ; de la vapeur d'eau se condense et une partie de cette eau est éliminée sous forme de pluie. Au fur et à mesure que l'air s'élève en altitude, il y a de moins en moins de vapeur d'eau.

Une fois en altitude, l'air s'éloigne ensuite de l'équateur et va descendre dans les régions de subsidence situées aux environ de 30° Nord et Sud. Lors de cette descente, le température de l'air augmente du fait de l'augmentation de pression, interdisant ainsi toute possibilité de condenser de la vapeur et donner naissance à de la pluie. D'où les zones désertiques situées dans ces régions. Comme la zone de convergence, la zone de subsidence se déplace avec les saisons. Un petit changement dans ces déplacements peut avoir des conséquence dramatiques, comme par exemple au Sahel depuis les années 1970.

Cet effet d'assèchement est également présent derrière les grandes chaînes de montagne (les Andes, les Rocheuses, l'Himalaya). L'air qui se refroidit en montant pour franchir ces montagnes donne naissance à des précipitations. Une fois la montagne franchie, l'air descend, s'échauffe et le peu de vapeur d'eau qui reste ne peut plus se condenser pour former des pluies. Lorsque la direction des vents est toujours la même, un côté du massif montagneux est très humide tandis que l'autre est très sec.

C'est le cas des Andes toujours dans le flux des vents d'Ouest venant du Pacifique. Ce franchissement d'un massif montagneux par de l'air peut également produire un réchauffement important (c'est par exemple le vent appelé fœhn dans les Alpes). Nous avons vu précédemment que l'air humide se refroidit avec l'altitude d'environ 5°C/km tandis que l'air sec d'environ 10°C/km. Ainsi si de l'air humide franchit une montagne de 1000 m de haut, cet air se refroidira de 5°C pendant son ascension mais se réchauffera de 10°C lors de sa descente, d'où un réchauffement final de 5°C !

La rotation de la Terre sur elle-même a une conséquence surprenante, démontrée au début du XIX^ème siècle par Gustave Coriolis : Tout corps qui se déplace à la surface de la Terre subit une force qui dépend de sa latitude et de sa vitesse de déplacement par rapport à la Terre. Dans l'hémisphère Nord les corps sont déviés vers la droite par rapport à leur mouvement tandis que dans l'hémisphère Sud ils sont déviés vers la gauche. Cette découverte fut largement popularisée à travers le célèbre pendule qu'Hippolyte Foucault fit installer en 1851 sous la coupole du Panthéon et que de nombreux parisiens vinrent voir.

Dès que l'on s'éloigne de l'équateur, la force de Coriolis joue un rôle clef dans la circulation atmosphérique et océanique. En Europe de l'Ouest, par exemple, notre climat est dominé par l'influence des dépressions qui nous viennent de l'océan Atlantique ; l'existence et l'évolution de ces dépressions sont directement liées à la force de Coriolis. Cette circulation atmosphérique est caractéristique des moyennes latitudes. Dans les régions équatoriales, des liens s'établissent entre la circulation de Hadley et les vents d'alizés.

Par rapport à la circulation de Hadley, la force de Coriolis a pour effet, dès que l'on ne se trouve plus à l'équateur, de dévier l'air vers la droite dans l'hémisphère Nord, vers la gauche dans l'hémisphère Sud.

Avec la circulation de Hadley, en altitude, l'air va des régions équatoriales vers les régions de subsidence. Les régions de subsidence, situées vers 30° Nord et Sud, sont plus près de l'axe de rotation de la Terre que les régions équatoriales. Quand l'air qui s'est élevé au-dessus de l'équateur se dirige vers les régions de subsidence, il se rapproche donc de l'axe de rotation de la Terre. On peut alors faire l'analogie avec le danseur qui se regroupe sur lui-même et tourne de plus en plus vite. Si l'air tourne à la vitesse de la Terre à l'équateur, l'air tournera plus vite que la Terre, en altitude, au-dessus des régions de subsidence. Comme la Terre tourne d'Ouest en Est, ces forts vents d'altitude qui tournent plus vite que la Terre se déplacent également d'Ouest en Est par rapport à la Terre. On observe effectivement des vents d'environ 200 km/h dans ces régions, vents qui font que le trajet pour aller de l'Europe vers les États Unis d'Amérique est environ une heure plus long que le vol du retour.

Figure 6. Cellules de Hadley

Près du sol, l'air revient des zones de subsidence vers l'équateur et nous sommes dans la situation symétrique de la précédente : lorsqu'il se dirige vers l'équateur, l'air s'éloigne de l'axe de rotation de la Terre, et donc sa vitesse de rotation va diminuer. Les vents se dirigent donc vers l'équateur en étant très fortement déviés vers l'Ouest. Ce sont les vents d'alizés, assez forts, très réguliers et très appréciés des navigateurs. Utilisés par Christophe Colomb lors de son périple vers Cuba, ils ont ensuite été largement utilisés par les navires de commerces (d'où le nom anglais des alizés : trade winds ou « vents du commerce »). Aujourd'hui on en tire parti pour traverser confortablement l'Atlantique en bateau à voile. Nous avons vu que la circulation de Hadley se déplaçait avec les saisons. Les limites des alizés accompagnent ce déplacement.

Climat d'hier à demain, 1993, Sylvie Joussaume, CNRS éditions/CEA, (nouvelle édition, à paraître courant 2000). Un livre accessible et attrayant, présentant à la fois les caractéristiques principales du climat et leur évolution au cours du temps (périodes glaciaires...).

Le climat de la terre, 1994, Robert Sadourny, Dominos/Flammarion. Un livre au format poche qui contient beaucoup d'informations et permet une bonne compréhension du climat terrestre. Ne comporte pas d'équations mais requiert une lecture attentive.

Océans et Atmosphère, 1996, A. Chapel, M. Fieux, G. Jacques, J.M. Jacques, K. Laval, H. Letreut, Synapses-Hachette Éducation. Un livre très complet, notamment destiné aux enseignants du secondaire.