Système climatique

Le système climatique de la Terre est surtout dirigé par deux éléments : l’atmosphère et l’océan. Ces deux masses d’eau et d’air règnent toutes deux sur l’ensemble du système climatique mondial et les climats sont générés par un échange important d’énergie entre ceux-ci. Ainsi l’énergie directement reçue du Soleil, sous forme d'ondes courtes, est captée par les mers et les continents selon l'albédo de leur surface et la végétation qui couvre les continents. Ainsi la banquise renvoie par réflexion vers l’espace une grande quantité d’énergie alors que la mer l'absorbe de façon importante. L'essentiel de l'énergie thermique reçue est captée dans les zones intertropicales. C'est là que l'intensité des rayons solaires est la plus importante et la plus régulière.

L'énergie absorbée chauffe les océans et la surface des continents. L’océan a une capacité thermique beaucoup plus importante que l’atmosphère^[3], il est donc la réserve de chaleur des climats^[4]. Cette réserve est cependant très inégale, de multiples agents influent sur la chaleur de l’océan. La force de Coriolis, due à la rotation de la Terre, crée les courants marins qui la font circuler. De même la variation de la salinité de l’océan fait varier la densité de ce dernier. Cette variation, due à l’évaporation, permet à l'eau plus dense de plonger en profondeur près des pôles et à celle moins dense de faire surface près de l'équateur. Il s'agit de la circulation thermohaline.

Lorsque les courants plongent, ils se refroidissent et ne se réchauffent qu’une fois revenus en surface. Cette chaleur diffusée dans l’air est ensuite répartie par les vents. On peut donc considérer l’océan comme la chaudière de la Terre et l’atmosphère comme les radiateurs qui diffusent la chaleur. L’océan distribue la chaleur emmagasinée en zone tropicale pour la redistribuer vers l’atmosphère de zones tempérées. Cette énergie calorique est transmise à l’atmosphère de trois façons différentes :

• par chaleur latente : l’évaporation naturelle de l’eau, sous forme gazeuse, transporte de l’énergie calorique et par ce biais réchauffe l’atmosphère ;
• par chaleur de rayonnement : l’océan émet par infrarouges des rayons à la longueur d’onde correspondant à sa température. L’énergie transportée par ce rayonnement est captée par l’atmosphère ;
• par chaleur sensible : les deux corps étant constamment en contact, de l’énergie est échangée par conductivité thermique.

Pour que ce transfert de chaleur s’effectue, il faut que l’atmosphère soit plus froide que le courant. En raison de sa capacité thermique, l'océan ne voit sa température varier que très peu d'une saison à l'autre, et la différence de température entre les deux milieux ne dépend que de celle de l’atmosphère. C’est donc en hiver que le transfert de chaleur est le plus intense.

Régisseurs du climat terrestre global, les courants de surface transportent la chaleur vers les pôles et échangent celle-ci avec l'atmosphère au contact des vents plus forts tout au long du trajet. Parmi ceux-ci, le Gulf Stream constitue la source de chaleur qui réchauffe la côte Ouest de l’Europe et une partie de la côte Est de l'Amérique du Nord. À cause de la force de Coriolis, ce courant qui passe près des Antilles s’écarte de la boucle intertropicale et se dirige vers la côte nord-ouest de l’Europe en passant près de la côte est des États-Unis. Au cours de ce périple, l'océan et l'atmosphère échangent constamment de l’énergie. L'air chaud résulte directement des trois phénomènes précédemment expliqués. Les vents déplacent ensuite l'air réchauffé.

Le long de son trajet, le Gulf Stream offre alors un climat tempéré. Ainsi en Europe, Berlin (52°30′2″N) connaîtrait le même climat qu'Edmonton (53°37′19″N) au Canada, un climat continental à étés très chauds et hivers très rigoureux, sans l'effet de ce courant alors que ces deux régions sont à des latitudes similaires. En effet, la circulation générale d'Ouest amène l'air doux vers la côte. Son effet est notable du golfe de Gascogne jusqu'à la Scandinavie du Sud. Dans ces régions, son influence se traduit par un climat océanique caractérisé par une grande douceur en hiver et une importante humidité. De la même manière, la côte de la Virginie aux États-Unis a un climat beaucoup plus doux que sa région intérieure.

Cette influence du Gulf Stream sur le climat peut être comparée à son jumeau dans le Pacifique, le Kuroshio. Ce courant, qui débute dans l’Ouest du Pacifique près de Taïwan et se dirige par la suite vers le Nord-Ouest à travers le Pacifique, a un fonctionnement analogue à celui du Gulf-Stream et transporte les eaux chaudes tropicales vers les régions polaires. Il influence fortement le climat de la côte Ouest de l'Amérique du Nord et de la côte du Japon. Il donne ainsi un climat pluvieux dans le Golfe d'Alaska, à la même latitude que l'Arctique canadien, et permet des températures plus douces tout le long de la côte nord-américaine par rapport aux latitudes équivalentes de l'autre côté des montagnes Rocheuses. Son effet est cependant modéré par la présence d'un courant d'eau froide venant du nord, le courant de Californie, qui passe le long de la côte.

Plus on s'éloigne des régions océaniques, plus la chaleur apportée s’estompe et donc plus la température diminue. Le relief est le second facteur limitatif. Ainsi, l’air chaud entrant dans les terres est soulevé par le relief. Ce soulèvement adiabatique le refroidit et l'humidité qui s'y trouve se condense sous forme de nuages et de précipitations. L'air peut parfois arriver à passer en aval des obstacles en un effet de foehn, mais les reliefs montagneux comme les Alpes, les Pyrénées ou les Rocheuses permettent les intrusions d'air froid des pôles.

La circulation atmosphérique change continuellement mais le patron de base est relativement constant. Les dépressions des latitudes moyennes ou les cyclones tropicaux individuels se développent un peu partout selon une prédictibilité parfois proche de la théorie du chaos mais l'ensemble moyen du patron atmosphérique est stable et dépend de l'équilibre entre la répartition de la pression atmosphérique et la force de Coriolis due à la rotation.

On distingue trois zones de circulation des vents entre l'équateur et les Pôles. La première zone est celle de Hadley qui se situe entre l'équateur et 30 degrés N et S où l'on retrouve des vents réguliers soufflant du nord-est dans l'hémisphère nord et du sud-est dans celui du sud : les alizés. Les navigateurs à voile ont depuis longtemps utilisés cette zone de vents réguliers pour traverser les océans. La seconde se situe aux latitudes moyennes et est caractérisée par des systèmes dépressionnaires transitoires sous une circulation d'altitude généralement d'ouest, c'est la cellule de Ferrel. Finalement, la cellule polaire se retrouve au nord et au sud du 60^e parallèle avec une circulation de surface généralement d'est.

Entre ces trois zones, on retrouve les courants-jets circulant autour de la planète à une altitude variant entre 10 et 15 km et qui sont le lieu de frontogénèses. L’influence des courants marins donne lieu à une oscillation de la position des systèmes météorologiques mais il existe des endroits où on remarque en moyenne une pression qui correspond à des anticyclones ou des dépressions. La variation de la différence de pression entre ces systèmes va modifier le flux d'altitude et donc la trajectoire des systèmes de beau ou de mauvais temps.

Ainsi dans l'Atlantique Nord on a la dépression d'Islande et l'anticyclone des Açores. La variation temporelle de pression entre ces deux entités est appelée l'Oscillation nord-atlantique (NOA en anglais). Les variations climatiques hebdomadaires ou mensuelles, tant sur la côte l'Amérique du Nord que celle de l'Europe, dépendent de cette oscillation. La différence de pression moyenne peut être soit positive, soit négative et les effets sont particuliers à chacune de ces phases.

En Europe, un ONA très positif, est relié à une circulation zonale d'ouest plus prononcée entre les deux entités car la différence de pression causant les vents est plus grande. De plus, l'anticyclone plus important sur les Açores fait remonter la circulation vers le nord. Ceci amène de l'air humide et plus frais en Europe. Les étés sont alors frais et les hivers doux mais pluvieux^[5]. Par contre, quand l'indice est négatif, la circulation est plus faible et plus au sud donnant des hivers froids et les dépressions se dirigent alors vers le bassin méditerranéen. Si l'indice est très négatif, les étés seront caniculaires et les hivers particulièrement froid. Les précipitations seront déplacées vers la Mer Méditerranée et l'Afrique du Nord^[6].

En Amérique, dans la phase positive, sur le nord et l'est du Canada ainsi que sur le Groenland, les hivers sont plutôt froids et secs. Le long de la côte Est des États-Unis, ils sont plutôt doux et humides^[5]. En effet, un creux barométrique d'altitude se forme le long de la côte et les vents deviennent du sud-ouest, empêchent la descente d'air arctique le long de la côte. Par contre les hivers de phase négative, le flux zonal se retrouve plus au nord. Le Groenland voit des hivers plutôt doux et la côte Est du continent nord-américain subit plus d'épisodes froids et de chutes de neige, dont de nombreuses tempêtes du Cap Hatteras et continentales^[6],[7].

Il existe de nombreuses autres variations cycliques de l'atmosphère qui influencent l'échange air-mer. On a ainsi l'oscillation de Madden-Julian, l'Oscillation australe, l'Oscillation nord-atlantique, etc. Toutes celles-ci influencent la direction suivie par l'air doux ou l'air froid, et donc le climat d'un lieu particulier.

• (en) Martin Singh et Morgan O’Neill, « Thermodynamics of the climate system » [« Thermodynamique du système climatique »], Physics Today, vol. 75, n^o 7,‎ juillet 2022, p. 30- (DOI 10.1063/PT.3.5038  )

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