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Introduction

1er Cours Définition du climat et de la bioclimatologie

1.1. Définition du climat

Du grec Clima qui désigne l’inclinaison du soleil au dessus d’un lieu donné, la climatologie est

l’étude des phénomènes énergétiques et hydriques entre la surface de la terre et

l’atmosphère (climatologie physique) combiné avec la fréquence et la succession

des événements météorologiques (climatologie dynamique) dont l’action influence

directement et indirectement l’action des êtres vivants (climatologie appliqué). La

climatologie s’intéresse donc aux processus morphologiques, pédologiques et hydrologiques

qui font des climats l’un des facteurs premiers de toute réalité géographique. Jusqu’à la fin des

années 1950 la climatologie était essentiellement descriptive. Après cette date les objectifs

se sont orientés vers l’explication du temps et des phénomènes atmosphériques et depuis

la fin des années 1980 vers la prévision d’un éventuel événement climatique. La climatologie

utilise les données météorologiques à la surface de la terre et des mers sur une longue période.

Il faut 30 ans de données continus pour qualifier les variations de précipitations : c’est

la normale climatique. La climatologie utilise les nouveaux outils statistiques avec des

puissants ordinateurs capables de traiter des gros fichiers de données. Le terme climat est

la synthèse des phénomènes météorologiques observés sur une période assez

longue (30 ans pour les précipitations et une dizaine pour les températures) pour

pouvoir établir des propriétés statistiques d’ensemble. La définition complète et précise

du climat est celle de Max Sorre qui le défini comme étant la série des états de

l’atmosphère au dessus d’un lieu dans leur succession habituelle. Le climat peut être

étudié en utilisant les moyens à long terme des éléments constitutifs du climat à savoir la

température et les précipitations.

1.2. Définition de la bioclimatologie

La bioclimatologie est une branche de l’écologie qui peut se définir comme étant la science

de l’étude des relations entre les êtes vivants et le milieu ambiant. Selon les êtres vivants

considérés, l’écologie peut être végétale, animale, ou humaine, le milieu ambiant se caractérise

par des facteurs physiques, chimiques, et biologiques. Les premiers sont pratiquement liés à des

phénomènes énergétiques de nature climatique. Ces facteurs comprennent le rayonnement, la

température, le vent et dans une certaine mesure l’eau qui intervient aussi sous l’angle chimique.

La bioclimatologie vise à étudier les conditions d’adaptation du climat à la plante et

inversement. Pour cela, elle dispose de divers moyens d’action sur les plantes, l’utilisation de

variétés génétiques aux exigences variées, la possibilité pour les annuelles sensibles au gel

(haricot, pomme de terre, mais) de jouer sur les dates de semis. Les moyens d’action sur les

facteurs du milieu sont encore plus important, que ce soit grâce aux abris et aux serres, que ce

soit à l’irrigation ou aux méthodes de lutte contre les accidents climatiques notamment le gel.

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2) La météorologie et le temps : Du grec Météos (haut dans l’air) la météorologie est

l’étude du temps, elle fait appel à la physique de l’atmosphère pour expliquer et comprendre le

temps. Autrement dit la météorologie étudie les processus mécaniques et physiques qui

déterminent l’évolution du temps. Le météorologue à deux taches fondamentale

1) observation de l’atmosphère et la mesure des variables atmosphériques : précipitations,

pression atmosphérique, le vent, l’ensoleillement, l’humidité de l’air et les températures.

2) prévoir le temps à parti des mesures effectuées : c’est un domaine très technique réservé à

des spécialistes, le météorologue parmi ses observations s’intéresse particulièrement aux

individus météorologiques ou centre d’action. En définition la météorologie considérée comme

une science doit aboutir d’abord à une explication rationnelle des processus atmosphériques

ensuite à une prévision de son état futur, enfin à l’application pratique et opérationnelle des

connaissances obtenues. La météorologie a ainsi apporté une assurance sur le plan de la sécurité

et une assistance météorologique aux activités d’ordre économiques

3. Notion d’échelle en climatologie

On distingue deux grands groupes d’échelles à savoir l’échelle spatiale et l’échelle temporelle.

1) l’échelle spatiale : Il existe en climatologie trois notions d’échelle spatiale.

2) l’échelle régionale : échelle d’espace de l’ordre de 100km. Les paramètres

météorologiques mesurés ici tel que la pluviométrie, la température, le rayonnement, le vent et

l’humidité permettent de mieux la définir. Ce climat régional est influencé par la disposition du

relief et la proximité à la mer

3) l’échelle micro climatique : échelle de l’ordre de 100m. Au sein d’un même topo climat

s’emboîte une multitude de micro climats par exemple au niveau d’une parcelle agricole, nous

avons la proximité d’une haie, d’une étendue d’eau

4) l’échelle topo-climatique : échelle d’espace de l’ordre de 10km. Comme son nom

l’indique, le climat qui en découle est fortement influencé par les dispositions géographiques

du relief (présence d’une colline, vallée ou plateau) une orientation du site.

2 eme Cours : L’atmosphère

Epaisse couche gazeuse qui enveloppe la terre et qui s’étend à plusieurs milliers de km, très

dense au niveau du sol, elle se raréfie avec l’altitude. Sans elle la terre serait soumise à des

extrêmes de températures, il n’y aurait aucun phénomène météorologique et aucune trace de vie

sur terre

1. La composante gazeuse L’atmosphère est composé principalement d’un mélange

gazeux, ce mélange comprend : 78% d’azote, 21% de dioxygène, 1% d’argon, environ 0,03%

de dioxyde de carbone et des quantités proportionnels infirme d’hélium, de métal, de krypton,

de monoxyde de carbone, de néon, d’ozone et de xénon. Ce mélange reste à peu près constant

sauf vers 30 à 40m d’altitude où se rencontre l’ozone dans ce que l’on appelle « couche

d’ozone ». Dans l’atmosphère l’eau est le principal élément qu’on rencontre sous ces trois

formes. En plus de sa composition gazeuse on trouve dans l’atmosphère les poussières, les

cendres et les cristaux de glaces en quantité variable selon leur source. Ces différentes particules

en suspension dans l’atmosphère jouent un rôle important dans la condensation et l’absorption

du rayonnement solaire

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2. La structure verticale En fonction de la répartition verticale des températures on distingue

quatre couches dans les 500 premiers km de l’atmosphère : la troposphère, la stratosphère, la mésosphère

et l’asthénosphère.

2.1. La troposphère : D’une épaisseur variante entre 8km dans les régions polaires

et 17km dans les régions équatoriales, elle est la première couche au dessus de la terre et

directement influencé par la température et la topographie. C’est aussi le siège des phénomènes

météorologiques notamment les nuages et les précipitations. Elle présente les caractères

originaux présent :- elle est agitée de mouvements verticaux et horizontaux, l’air y est

constamment en mouvement brassé par les transports thermiques issus du réchauffement inégal

de notre planète par le soleil. Les auteurs subdivisent dans ce cas la troposphère en deux grandes

parties : la couche basse ou couche de flottement compris entre 0 à 3km et la troposphère

libre.- Sa composition est variable et est fonction des influences géographiques. La troposphère

se compose des gaz permanents, des gaz variables et des suspensions solides telles que les cendres,

les microchimiques et micro organiques.- Sa température décroît régulièrement de 0,65°c tous les 100m,

entre le sol et 2 à 3km on observe des inversions thermiques. On dit qu’il y a inversion thermique

lorsque la température augmente ou reste constante au lieu de décroître normalement quand on s’élève

dans l’atmosphère. Ce phénomène arrête complètement les mouvements ascendants. Au dessus la

température décroît jusqu’au niveau de la tropopause : c’est la zone de transition qui sépare la

troposphère de la stratosphère et qui marque également la limite externe de l’influence de la terre sur la

température de l’atmosphère. La tropopause est en quelque sorte un plafond au-delà du quel

l’atmosphère est transparente et relativement calme, c’est là que prennent également naissance les

courants jets (sorte de vent très rapide et puissant)

2.2.La stratosphère : Elle s’étend au-delà de la tropopause et peu atteindre 50km

d’altitude contrairement à la troposphère sa température croît de bas en haut jusqu’à la

stratopause, elle reste quasi constante jusqu’à 20km puis augmente jusqu’au niveau supérieur

de cette couche où elle atteint les valeurs moyennes variantes entre 0 et 20°c. Cette couche

chaude est due à la présence d’ozone qui absorbe une partie des rayons ultra violet du soleil.

2.3. La mésosphère et l’asthénosphère : D’une épaisseur d’environ 35km la

mésosphère est la plus froide couche de l’atmosphère car il y a peu d’air pour capter sous forme

de chaleur l’énergie fourni par le soleil. L’asthénosphère s’étend entre 80 et 300km d’altitude

et est de plus en plus chaude vers le haut. On estime du fait de l’absorption du rayonnement

solaire par les gaz sa température à plus de 1000°c.

3. Structure thermique de la troposphère et ses

conséquences

En climatologie lorsque le terme atmosphère est utilisé sans précision il se réfère à la

troposphère on y distingue deux types de structures thermiques.

3.1. La température dans l’air immobile : La température décroît avec l’altitude

soit de 0,65°c tous les 100m, se changement de température représente une sorte de valeur normale

dite adiabatique (taux de décroissance de la température dans un air sec).

Une masse d’air est soumise à une détente (déplacement vers le haut) ou une compression (déplacement

vers le bas). Ces déplacements souvent rapides se produisent sans échange importante de

chaleur avec l’air avoisinante : on parle de transformation adiabatique. Le déplacement de l’air

est lié à la diminution de pression c’est le phénomène capitale qui régit le climat des montagnes

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3.2. La température de l’air affecté de mouvements verticaux

On distingue deux mouvements verticaux : un mouvement d’ascendance et un mouvement de

subsidence. Le mouvement d’ascendance est une composante verticale dirigé de bas vers le

haut, ce mouvement peu être lié à des processus dynamiques (convergence de masses d’airs en

mouvement exemple l’ascendance équatoriale entre l’alizés continentale et l’alizés maritime)

et thermique (la convection thermique qui est un mode de transfert de la chaleur dans un fluide

par déplacement de celle-ci sous l’influence de la différence de température). Le mouvement

de subsidence est la seconde composante verticale dirigée du haut vers le bas. Une subsidence

provoque une divergence dans les basses couches de l’atmosphère, elle entraîne en outre un

processus de compression et donc d’échauffement de l’air qui conduit à son assèchement. En

claire l’ascendance entraîne une diminution de la pression ou détente et la subsidence une

augmentation de la pression ou compression. Quand le phénomène est rapide la détente entraîne

une baisse de la température et la compression une augmentation de la température

3.3. L’ozone atmosphérique : L’ozone est une forme triatomique de l’oxygène que

l’on rencontre d’une part dans la troposphère et d’autre part dans la stratosphère, sa

concentration maximale se situe entre 15km au dessus des régions polaires et 30 km à l’équateur

c’est la raison pour la quelle on parle fréquemment de couche d’ozone. Cette couche est chaude

dans la mesure où la présence de l’ozone ici absorbe une partie des rayons ultraviolets du soleil.

Au dessus de 100km d’altitude le soleil dissocie les molécules d’oxygène en deux atomes libres.

Ces atomes entre en collision avec d’autres molécules d’oxygène vers 30km d’altitude pour

constituer l’ozone. L’ozone lui-même est détruit par le rayonnement ultraviolet et cette

destruction provoque des collisions avec d’autres atomes. Pour que la couche d’ozone se

maintienne avec une densité assez constante il faut qu’il y est équilibre entre la destruction des

molécules d’ozone et sa reconstruction, ce pendant les caractéristiques de l’atmosphère peuvent

interférer et modifier l’état de ce gaz. Les dioxydes d’azote provenant des véhicules à essence

participent à la destruction de ce gaz, cette pollution atmosphérique à de nombreuses

conséquences climatique notamment la modification du rayonnement incident, la multiplication

des brouillards et l’acidification des précipitations.

Tableau.1 : La composition de l’atmosphère

Azote N2 0,7808 homogène Oxygene O2 0,2095 homogène

Eau H2O <0,030 très variable

Argon A 0,0093 homogène

CO2 345 ppmv homogène

Ozone O3 10 ppmv stratosphère

Méthane CH4 1,6 ppmv décroit avec z

Oxyde nitreux N2O 350 ppbv décroit avec z

NO, CFC-11, CFC-12 < 0,3 ppbv

Remarque : la composition est indiquée en rapport de mélange en volume

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La composition de l'atmosphère en composants majeurs (N2, O2) varie peu jusqu'a 100

km. Il existe par contre de fortes variations des composants mineurs (H2O, O3)

Distribution de la température Variations du profil de température vertical

● Au sol, variations de 100 K mais 50 K en moyenne entre pole et équateur

● Les températures dans la région de la tropopause varient plus faiblement mais

atteignent de très basses valeurs (190 K). Très basses températures aux pôles en hiver

dans la basse stratosphère mais aussi a la tropopause tropicale.

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Fig.1 : composition de l’atmosphère

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3ème Cours : RADATION ET TEMPERATURES

La température est le paramètre météorologique le plus souvent car le plus aisément mesuré.

Portant, elle a une origine complexe puisqu’elle dépend d’abord des apports énergétiques du

soleil, mais aussi de la pression atmosphérique, de la teneur en eau, des échanges possibles avec

les corps environnants (sol par exemple).

3.1. Une distribution inégale du rayonnement solaire compensée par des

échanges

La durée d’illumination par 24 h, lorsque le soleil est au-dessus de l’horizon, est constante à

l’équateur (12h par 24h). Mais partout ailleurs elle diminue en hiver et augmente en été (24 h

d’illumination continue à 66° 33’ ? six mois au pôle). L’inclinaison des rayons (angles

d’incidence) favorise les régions intertropicales ou les rayons sont perpendiculaires au moins

un jour par an, alors qu’aux hautes latitudes les rayons sont tangents. Une forte teneur en

eau de l’atmosphère accroit la déperdition d’énergie incidente, par albédo (Réflexion des

nuages de glace bien visible dans les avions) et par absorbation par la vapeur d’eau, les

gouttelettes et les poussières. Les continents aux latitudes tropicales sont donc les plus favorisés

(200 Kcal/cm2/an) ; les grains des basses latitudes avoisinent ceux des régions

méditerranéennes (120 à 150 Kcal/cm2/an), et les très hautes latitudes ne reçoivent que 30% de

la radiation parvenue au Sahara. Globalement, la terre ne se réchauffe pas chaque jour

un peu plus car toute l’énergie issue du soleil repart vers l’espace par rayonnement

infrarouge (Ondes longues). La durée du phénomène est plus ou moins courte, mais au total

le bilan annuel est équilibré. Cet équilibre (gains/pertes) n’est obtenu globalement que grâce à

des échanges méridiens de chaleur entre les hautes latitudes (déficitaires, car les pertes sont

supérieures aux gains) et les basses latitudes (excédentaires, car les gains sont supérieurs aux

pertes). Ces transferts sont effectués en quantités égale par les courants marins et les vents.

Ainsi, la température moyenne de l’ensemble de la basse atmosphère reste constante.

Fig.3. Effet de serre

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Fig.4. Effet de serre

Fig.3 à 6 : Principe de l'effet de serre. Est l'énergie totale apportée par le soleil (100 %). 3 % de

cette énergie est réfléchie dans la haute atmosphère (E1), 20 % est réfléchie par l'atmosphère

vers l'espace (E2), 30 % est absorbée par les nuages et l'atmosphère (E3). E4 est l'énergie

réfléchie par le sol vers l'atmosphère (110 %), E5 est l'énergie réfléchie par les nuages et

l'atmosphère vers le sol (96 %). E6 est l'énergie réfléchie par le sol vers l'espace (5 %), E7 est

l'énergie émise par l'atmosphère vers l'espace. E8 est l'énergie réfléchie par le sol et transformée

en énergie mécanique et chaleur latente.

Fig.5 : Effet de serre

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Fig.6 : Le rayonnement solaire et l’effet de serre

Fig.7 : Rayonnement Ultra violet (UV) et les couches de l’atmosphère

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Fig.8. Le bilan énergétique

IMPORTANT

Le bilan global de la Terre. Concernant les rayonnements de courtes longueurs d'ondes,

47% du rayonnement solaire atteint la surface terrestre, soit directement (26%), soit

après réflexion (21%). 19% de la lumière solaire est absorbée par l'atmosphère et 34%

de la lumière incidente est réfléchie dans l'espace : 23% par la couche nuageuse, 3% par

réflexion directe sur le sol, 7% par les composés de l'atmosphère et encore 1% après

réflexion secondaire par le sol. Concernant le rayonnement de grandes longueurs d'ondes,

66% s'échappent dans l'atmosphère tandis que le sol et l'atmosphère en absorbent

également une grande partie. Enfin l'atmosphère absorbe également de l'eau par

évaporation et condensation. Le bilan est nul si l'on considère l'espace, l'atmosphère et

la Terre séparément

3.2. La mesure de la température de l’air

La température de l’air résulte de nombreux facteurs : rayonnement solaire incident,

rayonnement émis par le substrat, éventuels apports issus de la mobilité de l’air, densité de l’air,

quantité d’énergie consommée pour l’évapotranspiration. La température moyenne de la basse

atmosphère planétaire est d’environ 14°C, mais cette valeur recouvre une forte hétérogénéité

spatiale et une variabilité temporelle élevée.

La température de l’air est toujours mesurée à l’ombre sous abri, En Algérie, l’unité de mesure

employée est le degré Celsius.1°C est le centième de la différence à 1015 hectopascals (hPa),

entre la température de la glace fondante (0°C) et l’eau bouillante (100°C). Dans les pays anglo-

saxons, on utilise le degré Fahrenheit (F°). Dans une station météorologique, on dispose d’un

thermomètre sec qui mesure la température de l’air ambiant et d’un thermomètre mouillé

(enveloppé dans du gaz humide) qui donne la température à laquelle se produiraient les

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précipitations. La comparaison des deux lectures permet de calculer l’humidité relative de l’air,

les appareils de mesure de l’humidité (hygromètre) n’étant pas toujours très fiables.

3.3. Température baisse avec l’altitude

Dans la troposphère, la température de l’air baisse avec l’altitude, par suite de la raréfaction de

l’air et de l’éloignement progressif du substrat, sauf lors d’inversion thermiques (l’air froid

surmonté d’air plus chaud). La décroissance est de 0,65C° tous les 100 mètres. Ce gradient

résulte d’une moyenne entre les cas de décroissance de température dans l’air sec et dans l’air

saturé. Les montagnes apparaissent partout comme des ilots plus froids, avec éventuellement

des gelées et des jours de gel continu.

3.4 : Les températures moyennes annuelles ont une distribution zonale

Il est possible de gommer les effets d’altitude en ramenant les températures au niveau de la mer,

c'est-à-dire en ajoutant à la température réelle un gradient de 0,5 à 0,6°C pour chaque

hectomètre d’élévation. A l’échelle de la planète la répartition des températures ramenées au

niveau de la mer est encore très inégale. Les températures diminuent de la zone intertropicale

vers les pôles. Les températures moyennes les plus élevées, de l’ordre de 28-30°C, sont

mesurées sur les continents subtropicaux, où la radiation incidente est élevée en l’absence de

nuages et où l’évaporation est réduite

Fig.9. Température en fonction de l’altitude

. Les températures les plus basses sont enregistrées aux hautes latitudes (-10°C à -50°C sur les

calottes). Des gradients thermiques très forts caractérisent les latitudes moyennes. Par ailleurs,

la température du substrat modifie la température de l’air. Au- dessus des océans, l’air est

réchauffé par les eaux plus chaudes que l’air de certains courants marins refroidi par les eaux

froides d’autres courants (le courant du Labrador). Il peut s’ensuivre de fortes dissymétries

entre les façades à la même latitude. Près des littoraux, l’effet thermique de l’océan peut

radoucir l’air en permanence aux hautes latitudes, rafraichir l’air en permanence aux basses

latitudes

3.5. Les régimes thermiques

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L’écart entre les températures maximales et minimales s’appelle l’amplitude diurne, et l’écart

thermique entre le mois le plus chaud et le mois le plus froid l’amplitude saisonnière. Les deux

sont bien visibles sur les diagrammes en thermoisplètes.

L’amplitude thermique diurne est liée à l’effet de serre. Plus l’air contient de poussières, de gaz

absorbants, plus il ya de nuages, et moins la déperdition thermique est grande. Au contraire,

l’amplitude diurne est élevée dans les climats à type de temps radiatifs qui laissent s’échapper

la radiation infrarouge émise par le sol durant la nuit

3.6. Vers un réchauffement lié à l’effet de serre additionnel

L’effet de serre « naturel » de la basse atmosphère maintient la température moyenne de

l’air autour de 14°C. Cet effet est dû à des gaz qui laissent passer le rayonnement solaire

incident mais retiennent la radiation infrarouge réémis par la terre vers l’espace. Il s’agit de

la vapeur d’eau (et l’eau liquide), des monoxydes de dioxyde de carbone, du méthane, de

l’oxyde nitreux, du sulfure d’hydrogène, l’ozone filtre les entrées de radiation solaire

(l’ultraviolet) et participe ainsi à l’équilibre du système. Ces gaz sont présents depuis toujours

dans l’atmosphère, c’est leur augmentation qui occasionne un effet de serre additionnelle. Les

activités humaines, en particulier depuis la révolution industrielle du XIXe siècle, ont modifié

la composition chimique de l’atmosphère (25% de CO2 depuis qu’en 1750, destruction de

l’ozone stratosphérique par les Chloro Fluoro Carbone, CFC).

Fig.10 : Eclairement au pôle

A partir des longues séries météorologiques, il a été observé une hausse séculaire de la

température moyenne. Elle est régulière dans l’hémisphère sud, et n’apparait dans l’hémisphère

nord que vers 1920. D’autres traceurs indirects (englacement, niveau de la mer) vont dans le

même sens. Pour certains cette hausse et la conséquence de l’effet urbain sur les rares longues

séries de températures pour d’autres, elle ne dépasse pas la variabilité « normale » du climat.

Pourtant, dans la communauté scientifique, l’idée que le réchauffement actuel est lié à

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l’augmentation des gaz à effet de serre a progressé. Dans cette logique, les physiciens ont

élaboré des modèles de fonctionnement du système planétaire, encore imparfaits ; les

incertitudes portent sur le rôle des nuages, de biosphère et du CO2, de l’océan, leurs recherches

montrent que si la tendance aux rejets de gaz à effet de serre devait se maintenir, la hausse

thermique attendue devrait atteindre 4°C en 2050. Mais cette moyenne recouvre des différences

selon les latitudes de 4 à 8 °C selon les saisons au-delà de 60°, moins de 4°C dans la zone

intertropicale

neige fraîche froide jusqu'à 90 à 98 %

neige fondante 50 à 60 %

neige fondue, sale 40 %

Glacier 50 %

Océan 5 à 15 %

glaces de mer 50 à 85 %

désert de sable jusqu'à 35 %

roches nues 20 à 25 %

Fig.11 et Tableau.2 : L’énergie réfléchie par la Terre (albédo)

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Fig.12 : Variation séculaire de la température en Afrique de 1850-2009

Des incertitudes mais des indices perceptibles

Fig.13 : Evolution de la température

Fig.14 : Tendance générale du CO2

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Fig.15 : Pays et population à risque d’une augmentation d’un mètre du niveau de la

mer

3.7. Les facteurs expliquant les variations de température

Selon le lieu, le mois, le jour ou l’heure, les températures varient. On distingue deux types de

facteurs qui expliquent ces modifications :

- Ceux qui déterminent des changements d’un lieu à l’autre : latitude, sol, continentalité,

altitude

- Ceux qui expliquent les variations d’un moment à l’autre dans une même station :

saison, neige, nébulosité, mobilité de l’air, masse d’air

3.7.1. La latitude

La terre étant ronde, les rayons de soleil atteignent le sol avec un angle d’incidence variable.

Aux équinoxes, le soleil est perpendiculaire à la surface, à l’équateur. Cet angle diminue avec

la latitude pour atteindre 0° aux pôles (Fig.24). Dans le premier cas, la quantité d’énergie reçue

par unité de surface est plus grande. Au contraire, dans les régions polaires, le même faisceau

lumineux éclaire une surface beaucoup plus grande comme nous le montre la figure 24 et 25,

et par conséquent un point de chaleur. On estime que l’intensité calorifique par unité de surface

varie proportionnellement au sinus de l’angle d’incidence des rayons solaires.

Ce phénomène est encore accusé par l’atmosphère qui entour la terre. L’épaisseur traversée par

un faisceau lumineux est beaucoup plus faible à l’équateur, lorsque le soleil est à la verticale,

que dans les régions polaires. L’atmosphère absorbe, diffuse ou réfléchi une partie de la

radiation solaire

3.7.2. Le sol, les eaux, la couverture végétale

L’énergie solaire est en partie réfléchie, en partie absorbée par la surface terrestre. La fraction

d’énergie réfléchie par rapport à l’énergie incidente porte le nom Albédo. Un corps noir, par

exemple, absorbe toute la radiation ; son albédo est donc de 0%. Une neige blanche envoie 84%

environ de l’énergie qu’elle reçoit. On comprend pourquoi, en montagne, l’hiver, par un après-

midi ensoleillé, les skieurs peuvent être légèrement vêtus. La neige, en effet, renvoie la chaleur

qui réchauffe les basses couches de l’air. Par contre, la nuit, le rayonnement est important. Les

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températures au contraire, absorbe une grande quantité d’énergie le jour (les maxima de

température sont faibles pour cette raison). Mais la nuit, ou pendant la saison froide, il

joue le rôle d’un réservoir de chaleur (voir tableau.1). Ces valeurs dépendent de la couleur de

la surface du globe (les teintes claires réfléchissent davantage l’énergie) et de l’angle

d’incidence des rayons solaires (lorsqu’ils sont perpendiculaires à la surface,

l’absorption est plus forte). Les régions polaires sont particulièrement défavorisées pour

toutes ces raisons.

3.7.3. La continentalité

L’albédo des océans, plus faible que celui des continents, permet de comprendre pourquoi la

mer se réchauffe et se refroidit plus lentement que la terre, l’air froid, donc lourd, reste toujours

au contact au sol et continue à se refroidir. En été, au contraire, l’air chaud s’élève et se

renouvelle à la surface de la terre. La masse d’air aux latitudes tempérées circulent généralement

d’Ouest en Est due fait de la rotation de la terre. Ce sont elles qui transmettent à l’intérieur du

continent les influences océaniques

3.7.4. L’altitude

Avec l’altitude la température diminue de 0,4° à 1° par 100 mètres (gradient thermique) La carte des températures est calquée sur celle du relief pour cette raison, on représente souvent

les isothermes (lignes joignant les points de même température) sur les cartes, au

niveau de la mer pour faire apparaitre l’influence des autres facteurs climatiques. Le plus

souvent, on utilise dans ce cas un gradient égal à 0,5° par 100 mètres.

Exemple : La moyenne annuelle (1913-1960) a la station de Chréa est de -1,2C° pour une

altitude de 2860 mètres. Réduite au niveau de la mer, elle atteint :

-1,2°C + 0,5°C*2860m/100 =-1, 2°C+14,3°C= 13,1°C

Cette diminution de température avec l’altitude provient de la raréfaction de l’atmosphère qui

absorbe moins les rayons solaires. Mais elle est irrégulière pour plusieurs raisons :

1) Dans l’air saturé, la baisse de la température est moindre car la condensation de la vapeur

d’eau entraine un apport d’énergie.

2) L’air froid, lourd, tend à glisser le long des pentes.

3) L’exposition est primordiale. Sur le versant ensoleillé (l’Adret), les rayons frappent le

sol avec un angle proche de 90°. Tandis que le versant opposé (l’ubac) reste la plus

grande partie de la journée à l’ombre.

L’amplitude diurne est plus faible en montagne : l’influence du sol est moindre. A cela

s’ajoutent des conditions locales (dénivellement relative, vents plus ou moins violents,

nébulosité supérieure..).

3.7.5. La saison

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L’axe des pôles est incliné de 66°67 par rapport au plan dans lequel la terre tourne autour du

soleil : la durée des nuits est donc différente de celle des jours sauf à l’équateur et aux équinoxes

de printemps et d’automne. Dans l’hémisphère Nord, en automne et en hiver, les nuits

sont plus longues : les rayons du soleil atteignent la surface de la terre avec un angle qui

diminue jusqu’au solstice d’hiver ; la couche d’atmosphère traversée est épaisse, ce qui

amoindrit encore l’énergie reçue par unité de surface.

Au printemps et en été, la durée possible d’ensoleillement est importante ; le soleil monte très

haut dans le ciel. L’énergie reçue, comme nous avons pu le constater en étudiant l’influence de

la latitude, est plus intense, les températures sont donc beaucoup plus élevées qu’en hiver. Le

phénomène est inverse dans l’hémisphère Sud : l’hiver austral dure de juin à septembre.

En théorie, le jour le plus long devrait être aussi le plus chaud. Mais, pendant l’hiver, la terre

s’est refroidie et le réchauffement survient progressivement. Ceci explique pourquoi le début

du printemps reste encore frais tandis que la fin de l’été bénéficie de la chaleur accumulée

pendant les mois les plus chauds. De même, l’automne conserve pendant un certain temps des

températures plus clémentes que celles qu’on peut noter en hiver. Janvier et juillet représentent

dans un très grand nombre de climats, les deux extrêmes.

La variation de la température en fonction de la saison, faible dans les régions

intertropicales car le soleil reste proche de la verticale, augmente vers les pôles

Important

L'hémisphère nord ou hémisphère boréal est la moitié du globe terrestre qui s'étend entre

l'équateur et le pôle Nord. En astronomie, ce terme désigne la partie du ciel située au nord de

l'équateur céleste (déclinaisons positives).

En géopolitique ou en économie, l'hémisphère nord représente également l'ensemble des pays

industrialisés (Europe, Asie, Amérique du Nord) par opposition à l'hémisphère sud et ses pays en

voie de développement (principalement l'Afrique).

Environ 100 millions de kilomètres carrés de terres émergées sont situés dans cet hémisphère,

soit les 2 tiers du total mondial. Comme l'hémisphère nord a une surface de 255 millions de

kilomètres carrés, il est couvert de terres émergées à hauteur de 40 %. La plus haute montagne

du monde, l'Everest, est également située dans cet hémisphère. Il est à remarquer que la plus

grande partie de l'humanité vit dans cet hémisphère

19

Fig.16. Rotation de la terre

20

Fig.17 : La rotation de la terre et les saisons

3.7.6. La nébulosité

Dans la journée, les nuages empêches la radiation directe du soleil d’atteindre la surface du sol.

Le réchauffement est donc moindre. La nuit, au contraire, la déperdition de chaleur est

arrêtée car la couverture nuageuse empêche que celle-ci soit diffusée dans l’atmosphère.

Lorsque que le ciel est clair, au contraire, l’insolation dure longtemps, les températures

croissent rapidement, surtout en été. La nuit, le rayonnement terrestre est important,

l’air se refroidit progressivement jusqu’au lever du soleil. Dans ce cas, l’amplitude est forte

(elle est faible, parfois nulle lorsque le ciel est couvert). La forte nébulosité des régions

équatoriales explique pourquoi l’amplitude diurne y est inférieure à celle des

déserts où il peut geler certains jours alors que les maxima dépassent facilement

30 à 40°

3.7.7. La mobilité de l’air

Par temps calme, l’amplitude croit. En effet, les mêmes particules d’air restent au contact du

sol ; elles se refroidissent la nuit ou se réchauffent le jour, davantage. Par le vent est fort, plus

les couches inférieures de l’atmosphère sont brassées et une agitation des températures apparait

« il va faire froid » est une réflexion fréquemment entendue lorsque le soir le ciel est étoilé

et l’air immobile.

3.7.8. Les masses d’air

Selon l’origine de la masse d’air, les températures varient dans de grandes proportions. Dans

les régions tempérées, on a souvent l’habitude de distinguer les masses d’air arctiques,

polaires, tropicales d’une part, continentales ou maritimes d’autre part. Or, ces

distinctions sont parfois difficiles à faire. Considérer l’origine de la masse d’air parait une

21

méthode aisée. En hiver, un air qui a accompli un long trajet sur l’océan et qui vient des

Açores, donne en Europe occidentale un temps doux, qu’il soit baptisé polaire ou tropical.

Pour simplifier, il suffit de remarquer que :

1) Un air qui a effectué un certain trajet sur un océan est doux en automne et en hiver, frais

au printemps et en été.

2) Un air continental engendre de basses températures de novembre à mai environ, dans

les régions tempérées de l’hémisphère Nord, mais le reste de l’année, il apporte de fortes

chaleurs. Ce dernier aspect existe également dans les pays tropicaux où cet air est

toujours chaud.

De même, une masse issue directement de régions septentrionales, et plus fraiche qu’un

vent du Sud. Mais cette influence reste secondaire par rapport à la précédente : un air de Sud-

est en hiver, est très rigoureux car il traverse une grande étendue de terre avant d’arriver

dans la méditerranée et les pays du Nord.

Pour expliquer les températures d’un lieu précis, il faut d’abord regarder avec minutie

l’origine de la masse d’air, le temps qui régnait sur la région, qu’elle a parcourues. C’est la

l’élément essentiel, aussi important sans doute que l’influence de la saison. La nébulosité,

secondairement la mobilité de l’air et une possible couverture neigeuse permettent de

compléter les explications.

4. Bilans radiatifs de l’atmosphère et du sol.

4.1. Sur l’ensemble de la planète

Sur l’ensemble de la planète. La vapeur d’eau joue le rôle de filtre régulateur. Grâce à sa

présence, l’atmosphère absorbe la chaleur obscure du soleil (infra-rouge) et en restitue

ensuite une partie au sol par son rayonnement propre. D’autre part, elle absorbe 90%

de la chaleur obscure émise par le sol et empêche ainsi la déperdition de chaleur vers l’espace

(effet de serre). Seuls, les radiations du sol comprises entre 9,5 et 11 peuvent s’échapper en

partie (bande transparente). Aussi la température du sol reste-t-elle constante en moyenne et

pour l’ensemble de la terre : on n’observe actuellement aucune variation négative ni positive.

La balance thermique du système Terre-Atmosphère est donc équilibrée

4.2. Pendant le jour

En un point donné, pendant le jour, le bilan thermique est toujours positif pendant le jour.

La quantité d’énergie reçue, J, s’appelle la radiation nette. On écrit :

J = S+D+A-R-T

Où :

S = La radiation directe du soleil

D = La radiation diffuse de l’atmosphère

R = La radiation directe et diffuse réfléchie par la terre et l’atmosphère

A = Le rayonnement propre de l’atmosphère

22

T = Le rayonnement propre de la terre

Quand le soleil est couvert par les nuages, S manque ; on a :

J = D + A – R - T

Le total (S+D) s’appelle radiation globale

On remarquera que la diffusion s’opère dans toutes les directions. Donc il arrive au sol qu’une

partie de l’énergie diffusée totale, et l’autre partie est réfléchie ou diffusée vers l’espace.

Cependant, la radiation diffuse joue un rôle considérable. C’est D seul qui détermine l’élévation

de la température quand le soleil est bas ou quand le ciel est couvert. Par exemple, à 60° de

latitude, en décembre. D = S*7 en moyenne, même par temps clair, quand le soleil est bas,

presque tout l’utra-violet vient du ciel et non de la radiation direct : d’où l’exposition possible

vers le N des établissements de cure par l’Utra-Violet (UV). D croit d’abord avec la

nébulosité : par ciel complètement couvert de stratocumulus minces, on a D = S/2 Mais si

les nuages sont épais D = S/3. Ces considérations expliquent les variations des maxima

thermiques par types de temps nuageux, lorsque la masse d’air reste la même au sol.

4.3. En point donné, pendant la nuit

Il est évident que S , D et R disparaissent. La radiation nocturne effective (N) s’écrit donc

N = A - T

Mais le rayonnement du sol (T) est plus fort que celui de l’atmosphère (A) puisque celle-ci est

plus froide que le sol. Donc (A-T) est négatif, et le rayonnement (T-A) est dirigé vers l’espace,

avec déperdition de chaleur et refroidissement du sol. A représente l’effet de serre

qui arrête le rayonnement du sol. Cet effet est d’autant plus intense que l’atmosphère est

humide. En effet, nous savons que la vapeur d’eau absorbe surtout au- dessus de 10 c'est-à-

dire précisément dans la bande qui correspond au rayonnement du sol. Même par temps clair,

dans les régions tempérées :

A = 2/3*T

Si l’air est humide. Les nuages diminuent encore la radiation nocturne effective parce qu’ils

ajoutent leur rayonnement propre à celui de A. S’ils sont bas (stratocumulus), la

température de leur base est à peine inférieure à celle du sol, et quelquefois même égale ou

supérieure s’il y a inversion. Leur rayonnement compense alors celui du sol. Des mesures

effectuées en Suède ont montré que le sol ne se refroidit pratiquement pas lorsque la base des

nuages est située à une altitude inférieure à 2 Km : la déperdition est 8 fois moindre que par

ciel clair. Par contre, les nuages élevés, donc très froids (exemple les cirrus) n’exercent aucune

action. Toutes ces lois permettent d’expliquer les variations de la température nocturne en

fonction de l’humidité et de la nébulosité, pour une même masse d’air initiale et pour les

mêmes conditions d’immobilité. Il faut distinguer trois cas : air sec, air humide, air nuageux

23

Remarque:

Le bilan radiatif à un instant donné en un point donné du globe n'est pas nul. En effet:

S : dépend de l'angle d'incidence des rayons solaires

(i) qui varie en fonction de la latitude, la saison et l'heure du jour. i peut être calculé

mathématiquement.

R: dépend de la couverture végétale, de la composition de l'atmosphère et de la réflectivité du

sol (mesurée par l'albédo)

T: dépend de la matière

En moyenne annuelle, le bilan radiatif est positif aux basses latitudes [40 Sud, 40 Nord]

et négatif près des pôles.

4.4. La radiation solaire totale: (S)

La radiation solaire total reçue par le système "Terre - Atmosphère" est répartie en

Radiation solaire absorbée par la Terre: cette radiation est formée d'une partie du

rayonnement solaire direct (34%) et d'une partie du rayonnement diffusé par

l'atmosphère (17%)

Radiation solaire absorbée par l'atmosphère (14% de S)

Radiation solaire diffusée vers l'espace (35% de S dont 27% dus aux nuages, 6% dus

aux rayonnements diffusés par l'atmosphère vers l'espace et 2% dus à l'albédo)

Le rayonnement global (qui intéresse le sol) = le rayonnement solaire direct +

rayonnement diffusé par l'atmosphère.

N.B.

Le rayonnement global n'est pas entièrement absorbé par le sol, mais partiellement

réfléchi et diffusé.

L'albédo: le rapport, exprimé en pourcentage, entre le flux d'énergie non absorbée par le

sol sur le flux d'énergie incident. L'albédo dépend en premier lieu des caractéristiques de

la surface du sol et du rayonnement (intensité et angle). Il est de l'ordre de 80 à 90%

pour la neige fraîche, 13 à 18% pour le sable et 7 à 9% pour un sol cultivé et végétation

5. La nature de la surface du sol et de son revêtement. Comme facteur du climat, la surface du sol se caractérise par: son albédo, sa capacité

calorifique, son degré d'humidité et de perméabilité, sa couleur, son revêtement végétal, son

exposition, son orientation et sa forme. Ces éléments interviennent dans les échanges d'énergie

calorifique et d'humidité entre l'atmosphère et la Terre. Il est à noter que:

Le sol présente une faible conductivité thermique: seule la couche superficielle qui

s'échauffe puis cède sa chaleur à l'atmosphère (par contact, par conductivité et par

rayonnement).

La température au voisinage du sol est commandée essentiellement par les échanges

d'énergie entre le sol et l'atmosphère.

La végétation qui recouvre le sol réduit l'échauffement (le jour) ainsi que le

refroidissement du sol (la nuit). Ce qui donne une amplitude diurne de température

moins importante pour un sol couvert que pour un sol nu.

24

La température des mers s'élève et s'abaisse plus lentement que celle du sol, ce qui

donne naissance au phénomènes de brise de mer et de brise de terre et fait que les

mers jouent un rôle de régulateur du climat pour les zones voisines (brassage de l'air entre la

terre et la mer), mais aussi à l'échelle globale: on rappelle que la surface du globe est constituée de 71%

de mer et de 29% de terre. Cette répartition devient (respectivement) 60% et 40% pour l'hémisphère

nord et 82% et 18% pour l'hémisphère sud.

4 éme Cours : Les précipitations

Les précipitations regroupent les différentes formes sous lesquelles l'eau solide ou liquide

contenue dans l'atmosphère se dépose à la surface du globe. Elles font partie des

hydrométéores, ensemble de particules d'eau liquides ou solides. Le refroidissement de l'air

entraîne une augmentation de l'humidité. Au fur et à mesure que l'air s'élève, l'humidité

augmente. Lorsque l'air est saturé d'eau, il doit se débarrasser de cet excès. Le phénomène de

condensation commence. Les noyaux de condensation amorcent la formation des gouttelettes

d'eau. Ils peuvent être d'origines très différentes comme les particules de sel marin, la fumée

d'industries chimiques, la poussière... Leur concentration varie en fonction de la situation

géographique. Elle peut atteindre 10 000 par cm3 sur les continents, alors qu'elle est de l'ordre

de 100 à 1000 par cm3 au niveau des océans. Les gouttelettes d'eau se forment par condensation

de vapeur d'eau autour du noyau. Elles croient ensuite par collision les unes avec les autres.

Lorsqu'elles sont suffisamment lourdes, elles tombent vers le sol malgré les courants ascendant

de l'air. Elles augmentent en taille lorsqu'elles rencontrent d'autres gouttelettes sur leur passage,

elles deviennent des gouttes de pluie. Le diamètre d'une gouttelette dans un nuage est d'environ

10 microns et de 3 mm pour les gouttes de pluie. La formation de grêlons dépend de la présence

de forts courants d'air ascendants. Les gouttelettes de pluie qui commençaient à tomber sont

alors renvoyées dans le nuage. Ces dernières vont alors geler et se recouvrir d'un revêtement de

vapeur d'eau gelée. On peut trouver simultanément dans un nuage des gouttelettes d'eau et des

cristaux de glace, même à une température négative. Il existe un transfert perpétuel de vapeur

d'eau, provenant de l'air et des gouttelettes surfondues, vers ces cristaux de glace et inversement.

C'est le second mécanisme de croissance de la précipitation ou mécanisme de Bergeron.

Lorsque le cristal croit, sa masse augmente. Lorsqu'il devient assez lourd pour vaincre les

mouvements ascendants, il tombe vers le sol et capture à son passage d'autres cristaux. C'est

le flocon de neige. Formées à partir d 'un noyau glacogène, les particules de neige ont leur

structure qui évolue en fonction de la température. Si lors de la descente, la température s'élève

au dessus du point de congélation, c'est une goutte de pluie qui atteindra le sol. La pluviosité

est mesurée à l'aide d'un pluviomètre de surface réceptrice de 400 cm² situé, pour les stations

du réseau Météo-France, dans un lieu découvert : 1 mm d'eau recueillie dans le récepteur

équivaut à un volume de 1 litre par mètre carré soit dix mètres cubes par hectare.

Tableau .3 : Tailles des éléments

Type Taille des "éléments"

pluie 0,5 à 6 mm

bruine < 0,5 mm

25

grêle 5 à 50 mm

grésil particules de glace (< 5 mm)

neige taille variable ; 1 cm de neige fraîche = 1 mm de pluie

Tableau .4 : diamètre de la goutte et vitesse (cm/s)

Diamètre de la goutte Vitesse (cm/s)

0,4 mm (bruine) 100

1 mm 403

2 mm 649

3 mm (pluie) 806

4 mm 883

Tableau : Taille des éléments constituants les différents types de précipitations et vitesse de

chute des gouttes d'eau en atmosphère libre à 20°C au niveau de la mer (modifié d'après De

Parcevaux et al., 1990 ; Beltrando et Chémery 1995).

Contrairement à ce qui se passe pour la température, dont la variation dans le temps est continue,

les pluies caractérisent un phénomène discontinu : les périodes pluvieuses alternent

avec les périodes sans pluie, sans qu'il soit possible de préciser ni leur durée ni la façon dont

elles se répartissent au cours de l'année. Les expressions météorologiques de « mois sec

» ou de « mois pluvieux », fondées uniquement sur la considération des moyennes

pluviométriques doivent être considérées avec précautions quand on s’intéresse à des

processus biologiques. Le mois constitue également une unité de temps arbitraire qui ne cadre

pas forcément avec la répartition inégale des pluies au cours de l’année. De plus, pour un même

total annuel, des pluies régulièrement réparties sur l'ensemble de l'année auront

des répercussions très différentes sur le comportement des essences que des

précipitations soudaines très abondantes sur une courte période. Ainsi, outre les

totaux mensuels ou annuels, il est également important en écologie de considérer le nombre

de jours de pluie (pluie > 0,1 mm), la durée des précipitations (jours, heures, minutes)

et l'intensité (en mm d'eau par heure par exemple).

26

5éme Cours : L'humidité relative de l'air

L’humidité de l’air est la quantité de vapeur d'eau contenue dans l'air

atmosphérique. La tension de la vapeur d'eau (e), mesurée en Pascal (Pa), représente la

pression partielle de la vapeur d'eau dans l'air considéré comme un mélange gazeux. Dans les

régions tempérées, elle est souvent de l'ordre de 10 hectopascals, mais varie fortement

selon les saisons et le type de temps. A une température donnée, cette quantité ne peut

dépasser une valeur déterminée, d'autant plus élevée que la température est elle-même plus

élevée. Cette valeur pour laquelle l'air est saturé est appelée tension maximum de la

vapeur d'eau (ew) pour cette température. La différence (ew-e) est le déficit de

saturation de l'air. A chaque instant, le rapport de la tension de la vapeur d'eau (e),

réellement observée à cet instant, à la tension maximum de la vapeur d'eau (ew), correspondant

à la température de l'air et à la pression atmosphérique au même moment, représente

l'humidité relative (U) ou degré hygrométrique de l'air. L'humidité relative compare

donc la quantité d'eau présente dans l'air à la quantité qu'il faudrait pour saturer cet air à une

température donnée. Par exemple, si l'humidité relative est de 50 %, cela signifie que l'air

contient la moitié de la quantité maximale de vapeur d'eau qu'il peut contenir. Une humidité

relative de 0% correspond à un air totalement dépourvu de vapeur, tandis que la valeur 100%

correspond à la saturation. L’humidité relative de l’air est la grandeur la plus utilisée en

climatologie car c'est elle qui renseigne le plus sur l'éloignement de l'air de son point de

saturation et correspond aux impressions courantes d'humidité et de sécheresse. D'une façon

générale, on considère qu'un air est sec quand son humidité relative est inférieure

à 35% et qu'il est humide quand celle-ci est supérieure à 70%. En climat tempéré,

elle dépasse souvent 90% en fin de nuit et peut descendre en dessous de 40% en début

d'après midi. Cette variation diurne est inverse de celle de la température. En effet, la tension

de vapeur d'eau (e) est sensiblement constante au sein d'une masse d'air. En revanche, la tension

maximale (ew) est une fonction croissante de la température. Plus la température de l'eau est

élevée, plus il doit y avoir de molécules d'eau dans l'air pour que la saturation soit atteinte. Ce

qui veut dire que, pour une même quantité de vapeur d'eau dans l'air, l'humidité relative sera

plus grande si la température est basse. Le rapport e/ew est donc minimal au moment du

maximum de température et maximal au moment du minimum de température.

La capacité hygrométrique de l'air croît rapidement avec la température : plus l'air

est chaud, plus il peut contenir d'humidité. 1 m3 d'air peut contenir au maximum environ

: 1 g d'eau à 20 °C, 5 g d'eau à 0 °C, 18 g d'eau à 20°C, 30 g d'eau à 3 0 °C… Par

exemple, avec une température de 5°C, l'air qui contiendrait 6 g/m³ de vapeur

d'eau nous paraîtrait très humide car la saturation à cette température se fait à

6,8 g/m³ et le rapport e/ew serait donc égal à 88 %. Par contre à 22,5°C, l'air

ayant le même degré hygrométrique serait ressenti comme extrêmement sec,

puisque la tension maximale ne serait atteinte qu'à 20 g/m³. Le rapport e/ew

serait alors seulement de 30 %.

Important :

27

L'humidité de l'air est un élément capital car elle conditionne largement les échanges hydriques

entre le sol, les plantes et l'atmosphère. Le pouvoir évaporant de l'air, c'est-à-dire sa capacité

à accepter de la vapeur d'eau, est directement fonction du déficit de saturation (ew-e) que l'on

retrouve plus ou moins directement dans les formules des indices climatiques et les formules

physiques exprimant l'évapotranspiration d'un couvert végétal.

La mesure de l'humidité relative de l'air s'effectue sous abri, généralement à l'aide d'un

psychromètre. Cet appareil comporte un thermomètre entouré d'une mousseline mouillée en

permanence (Température humide) et un thermomètre sec (Température sèche). Le

thermomètre mouillé indique normalement une température plus basse que celle du

thermomètre sec. C'est que de l'eau s'évapore du coton imbibé et on sait que l'évaporation

produit un refroidissement. À cause de l'évaporation, l'eau qui reste dans le coton se refroidit

et le thermomètre indique une température plus basse que le thermomètre sec. Plus l'air est

sec, plus il y a d'eau qui s'évapore du coton et plus la température du thermomètre

mouillé est basse. La différence de température entre les deux thermomètres est

donc d'autant plus grande que l'air est sec. Au contraire, si l'air est très humide, peu

d'eau s'évaporera du coton et la température du thermomètre mouillé diminuera

moins. Lorsque l'air est saturé (100 % d'humidité relative), il n'y a pas

d'évaporation et le thermomètre mouillé indique la même température que le

thermomètre sec.

28

6eme Cours : Le vent

Le vent est la conséquence du déplacement de l'air. C'est la résultante des forces de pression.

Il est caractérisé par sa vitesse, exprimée généralement en kilomètre par heure (km/h),

ou en noeuds (kts) dans le milieu de la météorologie, et sa direction ou provenance, indiquée

en degré par rapport au Nord ou à l'aide d'une rose des vents. L'appareil de mesure de la

vitesse du vent est un anémomètre. Sa direction est déterminée à l'aide d'une girouette ou

d'une manche à air. Selon la convention internationale, on mesure la vitesse et la direction du

vent sur une tour à 10 mètres au dessus du sol. L’anémomètre est constitué de trois

coupelles en forme de demisphères orientées dans le même sens et qui sont libres de tourner.

La plupart des anénomètres modernes comprennent un système électronique interne qui calcule

le nombre de tours que font les coupelles pendant un temps précis. Le vent peut avoir une

action mécanique (érosion du sol, déformation des arbres…) ou physiologique (assèchement

des surfaces ou au contrainte vecteur d'air humide…). Le vent exerce sur toute surface fixe

située dans l'atmosphère une force de pression dynamique proportionnelle au carré de sa

vitesse et fonction de sa direction par rapport à cette surface. Pour une paroi perpendiculaire à

la direction du vent, les pressions exercées sont les suivantes

Fig.4 Le vent

Tableau .5 : Echelle de Beaufort

Vitesse du vent Pression

Dynamique kg

/m²

(= 9.807 Pa)

Equivalent Beaufort

m / s km / h

1 3.6 0 1 très légère brise

5 18 1.6 3 petite brise

10 36 6.3 5 bonne brise

20 72 25 8 coup de vent

29

30 108 56.3 11 violente tempête

40 144 100 12 uragan

7 eme Cours : Méthodes d’identification et d’analyse de la sécheresse climatique

a) Définition de la sécheresse

Le terme "sécheresse" est ambigu, comme l'est celui de l'aridité, car il s'agit d'une

donnée climatique azonale, et qui sévit dans toutes les zones climatiques. Dans ce qui suit nous essayons de donner une définition de la sécheresse, de l’aridité, et de la pénurie d’eau

b) Définition de la Sécheresse

Le glossaire international d’hydrologie retient deux définitions pour le mot « sécheresse » : * Sécheresse : absence prolongée ou déficit marqué des précipitations *Sécheresse hydrologique : période de temps anormalement sec, suffisamment prolongée pour entraîner une pénurie d’eau caractérisée par un abaissement significatif de l’écoulement des cours d’eau, des niveaux des lacs et / ou des nappes souterraines, les amenant à des valeurs inférieurs à la normale et / ou à un assèchement anormal du sol. - le Dictionnaire de l’eau (Québec. Canada, 1981) ne retient pour sa part que le mot sécheresse avec pour définition : « période prolongée de temps sec, sans pluie ». - la définition la plus utilisée dans les études climatiques (Margat.1995.Internet) qui est la suivante: "la sécheresse se manifeste par un déficit des disponibilités naturelles en eau par rapport à leur valeur moyenne, et pendant un temps suffisamment long pour que le besoin se fasse sentir" - Pierre Pagney donne la définition suivante : "la sécheresse représente un déficit en eau par rapport aux conditions moyennes ou médianes. Ce déficit pourra affecter l'atmosphère, le sol, l'écoulement superficiel, l'eau profonde. Appréciée en fonction d'un espace géographique donné, elle n'est pas de même nature selon qu'elle atteint des régions naturellement sèches ou des régions naturellement humides". - Le « U.S. Weather Bureau » définit la sécheresse comme " un manque de précipitations si grand et continu qu’il affecte d’une manière nuisible la faune et la flore d’une région, et réduit l’alimentation en eau aussi bien à des fins domestiques qu’agricoles, spécialement dans les régions où les précipitations sont normalement suffisantes pour tous les besoins." Cette définition introduit une notion relativiste de l’événement. La sécheresse résulte ainsi d’un déséquilibre persistant du bilan hydrique par rapport au niveau habituel des termes du bilan. - Pour "Rognon. 1983", le mot sécheresse à deux sens: * climatologique : "période ou année pendant laquelle les précipitations sont très inférieures à la moyenne". * hydrologique : "période ou année pendant laquelle les débits sont très inférieurs à la moyenne". Il ne suffit pas de définir la sécheresse par des critères quantitatifs de total pluviométrique annuel, ni de volume écoulé annuel. D'autres paramètres sont à prendre en compte comme :

- la durée de la saison humide; - la date de commencement de la saison humide; - la durée de la période déficitaire; - la sévérité du déficit.

Pierre Rognon a constaté que la moyenne et la médiane ne permettent pas de caractériser la variabilité pluviométrique. Il y a une grande différence d'impact, entre une année sèche isolée et une sécheresse persistante sur cinq ans, dix ans ou plus. La première est très vite compensée

30

par le retour de la pluie, les autres ont un impact important sur la désertification. Il y a lieu de tenir compte également de la distribution patio - temporelle des pluies: il peut arriver qu'une année au total pluviométrique satisfaisant soit entre coupée de périodes sèches de telle sorte qu'aucun des cycles végétatifs n'arrive à terme. En effet, le déficit pluviométrique n'est pas ressenti en même temps, ainsi on peut concevoir qu'un mois donné puisse être considéré comme sec par un climatologue, ou un agriculteur qui est intéressé au premier lieu par les pluies, alors qu'il est considéré comme normal, où même au dessus de la moyenne par l'hydrologue qui est intéressé par l'écoulement. D'une façon générale on considère la sécheresse déclarée lorsqu’on note un important déficit en eau naturelle (pluies, eaux souterraines, écoulement) pour un usage particulier et par rapport à la disponibilité moyenne, ceci sur une surface importante et pendant une assez longue durée pour que l’économie (agriculture, eau domestique,….) d’une région s’en ressente.(Internet). Aridité : Climat caractérisé par la faiblesse des précipitations moyennes annuelles et par le fort déficit de celles-ci par rapport à l’évapotranspiration potentielle, proposé à un climat humide. Concept climatique à référence spatiale (zone aride), l’aridité ne doit pas être confondue avec la sécheresse, concept météorologique à référence temporelle-phénomène conjoncturel (période, année sèche). L’aridité a de fortes implications hydrologiques et édaphiques dont elle est indissociable Pénurie d’eau : Infériorité de l’offre d’eau, en quantité et / ou en qualité, par rapport à la demande, entraînant une insatisfaction de celle-ci, un manque d’eau 7.1 Les différents types de sécheresses

7.1.1. La sécheresse météorologique

Les météorologues parlent de sécheresses ou pluviosités mineures, lorsque l'écart relatif par rapport à la moyenne dépasse 20%. La sécheresse est donc un phénomène météorologique qui se produit lorsque les précipitations sont inférieures à la moyenne durant une année ou plusieurs années successives. Il est difficile de préciser le déficit pluviométrique car les moyennes sont trompeuses, particulièrement dans les zones arides où les précipitations totales varient fortement d'une année à l'autre. La répartition des précipitations dans le temps et dans l'espace, joue un rôle cruciale et si elle est satisfaisante, des pluies "inférieures" à la moyenne permettent des rendements tout à fait suffisants, alors que des précipitations totales "moyennes" où même supérieures à la moyenne ne sont pas synonymes de rendements "moyens" ou supérieurs à la moyenne, si les pluies sont éparses et si des périodes sèches altèrnent avec des périodes de précipitations trop abondantes.

7.1.2. La sécheresse hydrologique

D'une façon générale, on considère la sécheresse hydrologique déclarée lorsqu'on note un important déficit en eau naturelle (pluies, eaux souterraines, écoulements) pour un usage particulier et par rapport à la disponibilité moyenne, ceci sur une surface importante. La sécheresse hydrologique concerne exclusivement la diminution de l'écoulement superficiel dans les cours d'eau. Il s’agit ici de la sécheresse hydrologique

7.1.3. La sécheresse agricole

Un indicateur usuel de la sécheresse agricole se trouve dans la mesure de l'humidité disponible dans le sol, pour permettre aux plantes de croître et de se développer. La définition se trouve donc compliquée pour le type de culture, son stade de développement, et les caractéristiques

31

pedologiques de la zone considérée. Néanmoins une question s’impose lorsqu’on parle de sécheresse agricole.

- à partir de quel niveau de déficit hydrique et par rapport à quoi peut on dire qu’il y a sécheresse ? Certains auteurs qui ont étudié la sécheresse à partir de données climatiques suggèrent des seuils arbitraires de pluviométrie (10% de la moyenne). Rion et Sequin (1990) précisent la notion de sécheresse agronomique qui devait correspondre aux conditions hydriques responsables d'une chute de la production, de même ils considèrent que la production agricole n'est pas un ensemble simple puisqu'elle rassemble de la matière verte issue directement de la fonction chlorophyllienne, mais aussi des grains

7.1.4. La sécheresse édaphique

Elle se définit par la diminution de l'infiltration de l'eau dans les sols et par conséquent de la réserve en eau du sol. La sécheresse édaphique peut être conséquence de la sécheresse météorologie mais dépend aussi du mode d'exploitation des sols

7.1.5. La sécheresse pédologique

On la définira comme étant le déficit en eau du sol acinaire, ceci implique l'effacement des réserves utiles du sol (R.U). On pourra distinguer en fonction des plantes supportées par le sol: la sécheresse agro- climatique (diminution de la production agricole) et la sécheresse bioclimatique (souffrance de la végétation non cultivée, y compris la végétation forestière). La sécheresse agro - climatique n'est pas ressentie de la même façon selon qu'elle se manifeste ou non, pendant la phase d'installation des cultures.

7.1.6. La sécheresse potamologique

Cette sécheresse, distinguée par Roger Lambert se situe dans l'enchaînement des sécheresses météorologiques, pédologiques et hydrologiques. La sécheresse potamologique se manifeste par une baisse significative des débits de l'écoulement superficiel, on ne doit pas confondre basses eaux et étiages. Les basses eaux représentent la situation normale de saison sèche. L'étiage est un accident hydrologique qui altère la situation normale. C'est l'étiage qui résulte de la sécheresse météorologique, de la sécheresse pédologique et la sécheresse hydrogéologique.

7.1.7. La sécheresse socio économique

Les définitions socioéconomiques de la sécheresse associent l’offre de la demande de quelques biens économiques (eau, produits agricoles, énergie yhdroéléctrique) avec les éléments de la sécheresse météorologique, hydrologique et agricole. Elle se traduit par une production insuffisante de ces biens essentiels et un impact significatif sur la vie des communautés suite à un manque d’approvisionnement en eau lié aux variabilités naturelles du climat. La sécheresse socioéconomique

8 ème Cours . Méthodes d'identifications de la sécheresse climatique Pour caractériser et identifier la sécheresse, plusieurs indices et méthodes sont utilisés.

32

8.1. Indice de l'écart à la moyenne (Em) C'est l'indice le plus utilisé pour estimer le déficit pluviométrique à l'échelle de l'année. L'écart à la médiane est le plus utilisé par les agrométéoroloques. Bien évidemment, quand l'échantillon de données est dissymétrique, la différence entre la moyenne et la médiane est grande. L'écart à la moyenne est la différence entre la hauteur de précipitation annuelle (Pi) et la hauteur moyenne annuelle de précipitation (Pm) Em = Pi – Pm L'écart est positif pour les années humides et négatives pour les années sèches. Cet indice permet de visualiser et de déterminer le nombre d'années déficitaires et leur succession (Bergaoui.2001)

8.2. Méthode de l'analyse fréquentielle Cette méthode consiste à classer les séries étudiées dans l'ordre croissant suivant leur probabilité au non dépassement, puis à les diviser en cinq (05) classes, les années comprises dans la 1er

classe sont des années très sèches de fréquence inférieure à 0,15 - celles de la 2éme classe, de fréquence comprise entre 0,15 et 0,35 sont des années sèches. - celles de la 3éme classe de fréquence comprise entre 0,35 et 0,65 sont des données normales. - celles de la 4éme classe de fréquence comprise entre 0,65 et 0,85 sont des années humides. - et celles de la dernière classe (5éme) sont des années très humides à 0,85

8.3. Méthode de déficit en pourcentage de la moyenne annuelle - l'année considérée est d'une sécheresse modérée, si le déficit varie entre 20 - 40% par rapport à la moyenne annuelle : - elle est sèche si le déficit varie entre 40-60%. - elle est très sèche si le déficit varie entre 60-80%. - elle est hyper sèche si le déficit dépasse 80%. Cette méthode est utilisée par l'Office National de la Météorologie (O.N.M) Algérie.

8.4. Méthode de Gaston La classification de Gaston, consiste à calculer l'écart moyen en (%) de la pluviosité de chaque année par rapport à la moyenne de la série, cette classification distingue cinq (05) classes, L'intervalle entre chaque classe correspond à 40% de la valeur moyenne, les classes retenues sont les suivantes (Mettouchi. 1996)

- pour l’année très sèche 0,1 - 40 % - pour l’année sèche 41 - 80 % - pour l’année normale 81- 120 %. - pour l’année pluvieuse 121- 160 %. - pour l’année très pluvieuse 161- 200%. - pour l’année extrêmement pluvieuse > 200%

8.5. Méthode du nombre de l'écart – type La notion de l'écart type (racine carrée de la variance, étant elle-même la moyenne des carrés des écarts des valeurs à leurs moyennes arithmétiques) permet de fixer des seuils caractéristiques au sein d'une distribution. Ainsi sur une courbe parfaitement gaussienne, de part et d'autre de l'axe de symétrie, elle fournie la tendance centrale (moyenne, médiane et mode). Ces seuils bornent des intervalles ayant une signification statistique :

33

- l'intervalle encadré par -5 et +5 renferme 68,3% des valeurs; - l'intervalle encadré par - 25 et + 25 renferme 95,4 % des valeurs, - l'intervalle encadré par - 35 et + 35 renferme 99,7% des valeurs; Les déficits pluviométriques seront classés comme suite : - modérés entre - 25 et -35; - fortement accusés au delà de -35; - excédent pluviométrique modéré de + 25 à +35; - fortement accusés au delà de + 35;

8.6. Indice de pluviosité (Ip) C'est le rapport de la hauteur de précipitation annuelle à la hauteur moyenne annuelle de précipitation Ip = pi / pm Une année est qualifiée d'humide si ce rapport est supérieur à 1 et de sèche s'il est inférieur à 1. Pour situer une pluviométrie dans une longue série de relevés pluviométriques, on utilise l'écart proportionnel à la moyenne (Imp) qui diffère de la pluviosité en soustrayant 1 de cet indice Ipm = Ip – 1

Le cumul des indices d'années successives permet de dégager les grandes tendances en faisant abstraction des faibles fluctuations d'une année à l'autre. Quand la somme des indices croit, il s'agit d'une tendance humide. La tendance est de type " sèche" dans le cas contraire

8.7. Indice Standardisé de Précipitation

L’indice standardisé de précipitation « SPI » (Standardised precipitation index) a été

développé en vue de caractériser les déficits de précipitation pour une période donnée (Mckee

et al., 1993). Il prend en considération l’importance du temps dans l’analyse de la disponibilité

des ressources en eau. En effet, la période de temps sur la quelle le déficit des précipitations est

accumulé devient extrêmement importante pour séparer entre les différents

types de sécheresses (Mckee et al., 1995). Il peut être calculé à différentes échelles de temps

(1, 3,6, 12, 24 et 48 mois) afin de refléter l’impact de la sécheresse sur les différentes

ressources en eau (Hayes et al., 1999). La formule mathématique de SPI est la suivante SPI = (Pi - Pm) / Avec : Pi : Précipitation de l’année i (mm)

Pm : Précipitation moyenne de la série (mm)

σ : Déviation standard ou écart type (mm)

Les classes de sévérité sont définies arbitrairement (Mckee et al., 1993). En utilisant les seuils

de sévérité établis par la méthode de nombre d’écart type, (Aghrab, 2003) a établi une nouvelle

classification de SPI qu’il a nommé SPI corrigé ou SPIc. Cette nouvelle classification est

présentée dans le tableau suivant : Tableau .6 : classification des valeurs d’après SPI

34

Valeurs du SPI Classes

Plus de 2.0 Extrêmement humide 1,5 à 1,99 Sévèrement humide 1,0 à 1,49 Modérément humide -0,99 à 0,99 Proche de la normale -1.0à –1,49 Modérément sèche -1,5 à –1,99 Sévèrement sèche Moins de –2,0 Extrêmement sèche

Une nouvelle classification nommée SPI corrigé (SPIC). On constate que cette nouvelle classification est identique pour les deux zones et pour les différentes échelles de temps ce qui donne la possibilité de comparaison entre les différentes régions et les différentes échelles de temps. Cette nouvelle classification est présentée dans le tableau ci-dessous : Tableau .7 : classification des valeurs d’après SPI corrigé

Classes Classification selon l’SPIC Extrêmement humide Plus de 2 Sévèrement humide 1 à 1,99 Modérément humide 0,31 à 0,99 Normale -0,30 à 0,30 Modérément sèche -0,31 à –0,99 Sévèrement sèche -1 à – 1,99 Extrêmement sèche Moins de –2

8.8. Méthode des déciles La probabilité cumulée d’une valeur des précipitations est définie comme étant la probabilité de recevoir une pluviométrie inférieure ou égale à cette valeur. Pour calculer cette probabilité, on a classé les valeurs des précipitations par ordre croissant et un numéro de rang a été affecté à chaque valeur. Ensuite, les probabilités cumulées ont été calculées par la formule suivante :

PC = R/N+1 Avec : PC : Probabilité cumulée R : Rang dans le classement N : Nombre d ‘année de la série étudiée Le calcul de la probabilité cumulée nous permet de déterminer les déciles : d 1, d 2, d 3, d 4, d 5, d 6, d 7, d 8, et d 9 qui correspondent successivement aux probabilités cumulées : 0.1, 0.2,0.3, 0.4, 0.5, 0.6, 0.7,0.8, et 0.9. La signification des déciles est la suivante : - d 1 : 10% des valeurs des précipitations sont inférieures à cette valeur. C’est à dire qu’pon a la chance neuf années sur dix d’avoir des précipitations supérieures à cette valeur. - d 2 : 20% des valeurs des précipitations sont inférieurs à cette valeur. C’est à dire qu’on a la chance huit années sur dix d’avoir des précipitations supérieures à cette valeur -d 9 : 90% des valeurs des précipitations sont inférieurs à cette valeur. C’est à dire qu’on a la chance une année sur dix d’avoir des précipitations supérieures à cette valeur. Cette méthode nous permet de classer les décades, les mois, les saisons et les années de la manière suivante : Tableau .8 : Classification des déciles

35

Déciles Distribution Classification

Decile 1-2 20% les plus faibles Sévèrement sèche Décile 3-4 Au dessus des faibles 20% Modérément sèche Décile 5-6 20% moyennes Normale Décile 7-8 Au dessus des 20% élevées Modérément humide Décile 9-10 20% Les plus élevées Sévèrement humide

8.9. Rapport à la normale des précipitations (RN)

Il est exprimé mathématiquement comme suit :

RN(%) = (Pi/Pn) × 100 Pi est la précipitation de l’année i pour la période 1961-2004 et Pn est la précipitation normale

pour la même période de temps. Une année sèche est une année dont la pluviométrie se situe au

dessous de la normale ; c’est-à-dire lorsque le RN est inférieur à 100 % (Rognon, 1997).

8.10. Indice de l’écart à la normale (En)

Cet indice nommé aussi indice de déficit pluviométrique, permet de visualiser et de déterminer

le nombre des années déficitaires et leur succession. Elle s’exprime par :

En (%) = (Pi − Pn)/ Pn × 100

Une année est dite sèche lorsque cet indice est négatif et humide quand il est positif. Le cumul

de l’indice de l’écart en pourcentage à la normale des années successives permet de dégager les

grandes tendances en faisant abstraction des faibles fluctuations d’une année à l’autre. Quand

la somme des indics

Tableau.9. Sévérité de la sécheresse selon la méthode de nombre d’écart type.

Classes Seuils des classes de sévérité Extrêmement humide : Pi > Pm + 2σ

Sévèrement humide : Pm + σ < Pi < Pm + 2σ

Modérément humide : Ls < Pi < Pm +σ

Normale : Li < Pi < Ls

Sécheresse modérée : Pm – σ <Pi < Li

Sécheresse sévère : Pm – 2σ < Pi < Pm- σ

Sécheresse extrême : Pi < Pm – 2σ

Légende :

Pm : Pluviométrie moyenne (mm)

Pi : Pluviométrie de l’année i

σ : Écart type (mm)

Li : Limite inférieure de l’intervalle de confiance

Ls : Limite supérieure de l’intervalle de confiance

36

La tendance est sèche, dans le cas contraire

9 éme Cours. Les indices bioclimatiques

Définitions

En raison de la variabilité spatio-temporelle des paramètres climatiques et de la nécessité

de description synthétique, de classement et de comparaison des types de climat et de

végétation à travers le monde, de nombreux auteurs ont proposé diverses formules, indices et

expressions graphiques, tenant compte d'un nombre plus ou moins élevé de facteurs. En 1943,

Emberger écrivait « … il n’est pas douteux que climat et végétation sont solidaires

comme force et matière, mais il est clair qu’avant d’affirmer que telle ou telle

espèce ou groupement permet de délimiter une aire aussi naturelle que les

territoires climatiques, il faut d’abord connaître le climat, puis fixer les limites

sur le terrain, et alors seulement chercher les espèces, qui à l’intérieur de l’aire

délimitée, suivent le plus étroitement la frontière climatique…». Pour ces différents

auteurs, la principale difficulté était de définir à partir de quand un climat, une

saison, sont-ils secs ? On peut légitimement admettre qu'une période est sèche quand celle-

ci dépense plus d'eau qu'elle n'en reçoit, donc qu'elle perd par évaporation et transpiration

une quantité d'eau supérieure à celle des précipitations qui tombent pendant le

même laps de temps. Les éléments les plus couramment analysés sont les précipitations,

les températures et l'évaporation pour établir le bilan de l'eau. On peut distinguer deux

grands types d'indices selon leur finalité : les indices climatiques globaux et les indices

climatiques de production

Les indices climatiques globaux fournissent des variables synthétiques qui combinent

généralement des données climatiques moyennes calculées à partir de séries climatologiques

correspondant à un poste d'observation. Ces indices sont valables globalement pour la zone de

représentativité du poste considéré. Ils ont été tout d'abord utilisés pour classer et cartographier

les climats selon leur aridité par les hydrologues et les géomorphologues (Köppen, Lang, De

Martonne, Rubner, Gaussen et Bagnouls, Walter et Lieth, Moral…) puis par les botanistes et

écologues (Emberger, Thornthwhaite…). A l'échelle macroclimatique, ces indices permettent

d'expliquer la répartition biologique des essences, de définir les limites d'aire biotique

coïncidant avec celle d'un facteur climatique précis…. Cependant, ce sont avant tout des

formules mathématiques qui ignorent les exigences écologiques des plantes, les possibilités

écologiques d'un territoire (caractéristiques du sol, topographie...) et la hiérarchie

écologique des facteurs déterminant la répartition d'une essence dans un milieu géographique.

Beaucoup de ces formules sont empiriques et n'ont aucune signification physique. Elles n'ont

de signification que par la bonne corrélation existante avec la distribution de certains

groupements végétaux ;

37

Les indices climatiques de production sont destinés à permettre une estimation de la

production d'un type de culture pour une période et dans une zone donnée. Dans ces indices, il

existe un modèle climatique sous-jacent nécessitant l'introduction des principaux facteurs qui

affectent la croissance des plantes (T, P, durée du jour, rayonnement global,

évapotranspiration…).

Un indice climatique est une donc combinaison d'au moins deux valeurs numériques sur l'état de

l'atmosphère pour caractériser le climat d'un lieu, en vue de la classification à l'échelle planétaire

ou pour des applications spécifiques. Ces indices caractérisent le complexe chaleur-eau, c’est-à-

dire, en fait, le facteur sécheresse ou l’aridité. Ils expriment la résultante utile des climats. En

désignant par P le pouvoir humidifiant d'un climat et par E son pouvoir desséchant ou

évaporant, on peut envisager soit le rapport P/E, soit la différence P-E, soit enfin le rapport :

(P-E) / E (Curé 1945). En climatologie, on a surtout utilisé les formules se rattachant au premier

groupe.

9.1. Une représentation graphique simple : les climatogrammes

On entend par régime pluviométrique, en un lieu donné, la répartition de la moyenne dun cumul

annuel des précipitations entre les différents mois de l'année (Choisnel et Jacq 1998). Il est

généralement représenté par un diagramme indiquant, pour chaque mois, de janvier à décembre,

les hauteurs de précipitations moyennes (ou médianes) mensuelles. La notion de régime

pluviométrique ne se réfère donc qu'aux caractères du climat moyen, et ne rend pas compte de

la variabilité d'une année à l'autre de la pluviométrie en un lieu donné et pour un mois donné.

Les climogrammes (climatogrammes = phytoclimogrammes) sont des simples graphiques

établis, dans la plupart des cas, à partir des moyennes mensuelles de température (axe des X) et

de pluviométrie (axe des Y). Ces représentations ont l’avantage de rendre plus frappantes les

variations des phénomènes que l’on étudie, de faciliter les comparaisons et de faire apparaître

les contrastes. Par leur forme, ils permettent de caractériser facilement des climats à

saisonnalités thermique, pluviométrique, pluvio-thermique, voire sans saison. Les

climatogrammes permettent également de définir les formations végétales et les espèces par les

bioclimats et les situer dans des classes d'amplitude.

9.2. Les indices climatiques fondés sur les données de précipitations (P)

et/ou de températures (T)

9.2.1. L’indice de continentalité pluviométrique d'Angot (1906)

Cet indice ne fait intervenir que les précipitations mensuelles et caractérise le degré den

continentalité pluviale des sites

Formule : )6(

)6(

froidspluslesmoisP

chaudspluslesmoisPI A

9.2.2. L’indice de continentalité thermique de Gorczinski (1920)

(modifié Daget 1968)

38

Il caractérise la continentalité thermique des sites par la concentration estivale des températures.

On peut l'utiliser avec le coefficient d'Angot pour avoir une idée des variations

pluviothermiques selon le degré de continentalité.

Formule : 14)910(sin

74,1

hK

Avec :

A = amplitude thermique annuelle moyenne en °C

= latitude en °

h = altitude en kilomètres

Un climat est continental ou semi-continental quand IA est supérieur à 1 et K' supérieur à 25.

En climat tempéré axérique (Europe du Nord par exemple), les deux continentalités sont

associées et la continentalité thermique est particulièrement déterminante au niveau biologique,

les fortes amplitudes thermiques annuelles étant conditionnées avant tout par la rigueur

hivernale. En climat méditerranéen, la continentalité pluviale est toujours inférieure à 1 en

raison de la forte sécheresse estivale. Par contre, au niveau thermique, ce climat étant par nature

contrasté, les amplitudes annuelles sont importantes mais, comme elles dépendent avant tout de

l'importance des températures estivales, elles sont peu déterminantes pour la végétation en tant que facteur thermique. En revanche, elles jouent un rôle important dans l'accentuation de l'aridité comme a pu le montrer Emberger avec son quotient pluviothermique

9.2.3. Facteurs de pluie de Lang (1915-1920)

C'est le premier indice combinant les précipitations (en mm) et les températures moyennes

mensuelles ou annuelles (en °C). Il s'écrit simplement :

Formule : T

PI L

Les valeurs inférieures à 1 correspondent aux déserts, celles entre 1 et 2 aux steppes et celles

supérieures à 2 aux régions arborescentes. Le quotient de végétation de Cieslar (1937) considère

des intervalles de deux mois pendant la période végétative. Pour son facteur réduit de pluie,

Albert (1928) ne considère que l’intervalle de temps où la température est supérieure à 0°C, son

f acteur de pluie réduit n’est qu’une modalité du facteur de Lang.

9.2.4. Le coefficient pluviométrique relatif d'Angot (q)

Pour mettre en évidence les régimes pluviométriques, la méthode la plus simple consiste à

dresser des graphiques où sont reportées les hauteurs moyennes mensuelles des précipitations.

Mais, d'une station à l'autre, les différences considérables dans le total annuel rendent les

comparaisons difficiles et l'inégalité de la durée des mois fausse un peu les résultats. Le

coefficient pluviométrique permet de pallier à ces deux inconvénients en exprimant le caractère

plus ou moins pluvieux du mois considéré dans l'ensemble de l'année. Pour chaque mois, la

valeur moyenne observée est rapportée à ce que serait la hauteur mensuelle d'eau si les pluies

étaient distribuées de façon rigoureusement égale pour chaque jour de l'année.

39

P = total annuel…………………………….

p = total mensuel d'un mois de 30 jours …... Valeur de référence d'un mois de 30 jours p=

Px30/365

La valeur du coefficient q pour le mois est : q = p/p

Selon le mois, cette valeur sera inférieure ou supérieure à 1, mais la somme des 12

coefficients doit être égale à 12. La notion de régime pluviométrique repose sur les moyennes

et ne peut donc pas s'appliquer dans les régions où la variabilité des précipitations devient très

grande (zones arides pour lesquelles des années sans pluie peuvent se succéder). Dans des zones

plus tempérées, ce coefficient permet d'opposer des climats à saisons bien tranchées et

des climats où les précipitations se font tout au long de l'année avec de simples nuances

saisonnières (exemples ci-dessous).

Dans la pratique, le calcul de ce coefficient s'effectue à l'aide de formules appropriées. Si les

mois étaient tous égaux, on aurait q = 12p/P d'où pour les mois de :

31 jours (31/365 = 0.085) … q = p/0.085P ⇒ q = 11.76 p/P

30 jours (30/365 = 0.082) … q = p/0.082P ⇒ q' = 12.19 p/P

28 jours (28/365 = 0.077) … q = p/0.077P ⇒ q" = 12.99 p/P

L'intérêt majeur de ce coefficient est de rendre comparable entre elles les répartitions

saisonnières des pluies dans des postes où celles-ci diffèrent considérablement en valeur

absolue. Un mois recevant 60 mm de pluie dans un site où le total annuel dépasse 2000 mm

sera considéré comme sec alors qu'il sera qualifié d'humide dans une station avec 400 mm de

pluie annuelle. L'inconvénient de cette représentation est que l'on perd l'information sur les

conséquences physiques ou physiologiques de la valeur réelle des précipitations

9.2.5. Indice d'aridité de De Martonne (1926)

En se basant sur des considérations essentiellement géographiques, De Martonne a défini

comme fonction climatologique nouvelle l'indice d'aridité du climat par le quotient IDM =

P/(T+10) (Coutagne 1943). Cet indice permet de caractériser le pouvoir évaporant de l'air à

partir de la température ; l’évaporation étant considérée comme une fonction linéaire de la

température. Il a été ajouté 10 aux moyennes thermométriques pour éviter les valeurs négatives

de l'indice. On notera l'ingéniosité de la méthode, qui, à première vue, un peu déconcertante par

les raisons qui ont fait ajouter 10 à la température- (pourquoi pas 7, ou 8 ou 12 ?), a conduit à

une expression essentiellement empirique, mais intuitivement très satisfaisante, ayant une

valeur hydrographique et climatologique indéniable (Coutagne 1943). De fait de sa simplicité,

il a été beaucoup utilisé par les géographes.

L'aridité augmente quand la valeur de l'indice diminue. Une faible aridité correspondant à des

pluies abondantes et/ou des températures basses. De Martonne a proposé six grands types de

climats selon les valeurs de l'indice annuel.

Formule : 10)(

)(

CT

mmPI

Tableau .12 : Classification du climat

40

Valeur de IDM Type de climat Signification

< 5 Aridité absolue désert sans culture

5 à 10 désert (aride) désert et steppe ; aucune culture sans

irrigation

10 à 20

semi-aride

formations herbacées, steppes ou savanes.

Irrigation nécessaire pour les cultures

exigeant de l’humidité

20 à 30 semi-humide prairie naturelle ; irrigation généralement

non nécessaire

30 à 40 humide les arbres jouent un rôle de plus en plus

grand dans le paysage

> 40 humide la forêt est partout la formation climatique.

Les cultures de céréales tendent à être

remplacées par les herbages

Cet indice ne doit être utilisé que pour un découpage en grandes zones climatiques. De

Martonne a ainsi établi une carte des climats dans le domaine atlantique d'Europe (figure…).

L'importance du degré d'océanité et de continentalité des climats apparaît nettement. Les

climats sont tout d'abord parfaitement ordonnés selon leurs caractères thermiques, en fonction

de la latitude croissante, climats méditerranéens, tempérés et froids puis niveau mensuel. Pour

un mois donné caractérisé par une précipitation et une température moyennes p et t, l'indice

d'aridité est donné dans la formule ci-dessous. La

pluviométrie est multipliée par 12 de façon à obtenir une valeur de l'indice comparable à celle

de l'indice annuel.

Formule : 10)(

)(12

Ct

mmpI

Ces procédés expriment la sécheresse mais ne permettent pas de savoir à partir de quel moment

une saison est sèche. Dans l'impossibilité de résoudre ce problème, différents seuils

plus ou moins arbitraires ont été proposés. Pour certains auteurs le mois pour lequel P/(T+10)

<1 est sec quand à la température de 25-30°C, le moi s considéré reçoit 35 à 40 mm de pluie.

Pour d'autres, ce rapport doit être inférieur à 1,66 c'est-à-dire que pour une température de 30°,

il faut, pour qu'un mois soit sec, moins de 66 mm de pluie ; pour 25°, moins de 58 mm; pour

20°, moins de 50 mm… En règle générale, des valeurs proches de 20 caractérisent des mois

particulièrement secs (possibilité de sécheresse).

10.2.6. Indice d'aridité d'Angström (1936-1937)

En 1936, Angström suggéra une modification de l'indice de De Martonne. Il montra que l'indice

d'aridité était proportionnel à la durée des pluies, ce qui en retour était directement

proportionnel à la somme des pluies et inversement proportionnel à une fonction exponentielle

de la température. Il définit son coefficient comme :

Formule : T

PI

07,1

41

Dans cette fonction, le dénominateur double pour chaque augmentation de 10°C. Il publia des

cartes pour le nord-ouest de l'Europe montrant les coefficients pour les mois de janvier et juillet

9.2.7. Indice pluviométrique annuel de Moral (1954)

Cet indice est surtout adapté pour la classification des climats dans la zone intertropicale. Pour

Moral, la limite entre l'humidité et la sécheresse est donnée par la hauteur des pluies (en mm).

IM est inférieur à 1 pour un climat sec et supérieur à l'unité pour un climat humide.

Formule :

humideatcI

atcI

TT

PI

M

M

M

lim1

seclim1

200102

10.2.8. Indice d’humidité de Mangenot (1954)

Cet indice est surtout adapté pour la classification des climats dans la zone intertropicale. Les

facteurs thermiques ne sont pas pris en compte car Mangenot estime que dans ces régions la

température ne joue pas un rôle direct. L’indice a été établi pour différencier les climats de

plaine et des basses montagnes de l’Afrique Occidentale.

Formule et sa signification

MIN

MAX

HnS

HMs

P

I500

5100

a = facteur d’humidité

b = facteur d’aridité

Les valeurs de I diminuent quand les différences entre a en b diminuent c’est-à-dire quand on

va vers les climats plus secs. L’auteur considère 5 groupes de climats intertropicaux

P = pluviométrie moyenne annuelle (en mm)

Ms = moyenne de la pluviométrie des mois secs (< 50 mm)

Hmax = humidité relative (en%) annuelle maximale

nS = nombre de mois secs

Hmin = humidité relative (en%) annuelle minimale

42

Tableau.13 : Classification climatique d’après Mangenot

Valeurs de l’indice Signification

I < 1 type sahélien (arbres rares, xérophiles

spécialisés)

1 < I < 2 type soudanien (formation plus dense, savane)

2 < I < 3 type à forêt instable (formation plus dense

mais instable)

3 < I < 7,5 type forêt mésophile (formation dense, arbre

de grande taille)

I > 7,5 type forêt hygrophile (« rain forest »)

9.2.9. Indices de Gaussen et Bagnouls (1952)

9.2.9.1. Indices et diagrammes ombrothermiques

C'est encore à l'heure actuelle un des indices les plus utilisés. Cet indice tient compte des

moyennes mensuelles des précipitations (P en mm) et de la température (T en °C) et donne une

expression relative de la sécheresse estivale en durée et en intensité. Celle-ci est appréciée à

travers un indice de sécheresse S (=indice ombrothermique) calculé en faisant la différence

entre les courbes P et T pour le ou les mois les plus secs.

Un mois donné est considéré comme sec quand P < 2T c'est-à-dire quand

l'évapotranspiration potentielle (ETP) est supérieure aux précipitations. Inversement,

quand P > 2T, le mois est considéré comme humide.

P < 2T……….MOIS SEC

P > 2T……….MOIS HUMIDE

Pour repérer les mois "sec" et "humide" et mettre en évidence les périodes de sécheresse d'une

localité, on trace généralement les diagrammes ombrothermiques. Ces diagrammes

superposent les deux courbes de températures et de précipitations pour les 12 mois de l'année

ce qui permet de définir une aire ombrothermique. Plus l'aire est importante et plus la saison est

sèche (valeur de l'intégrale). Pour les basses latitudes, Birot préfère qualifier de sec un mois

pendant lequel P < 4T. Moral a, quant à lui , établi non pas deux mais quatre types de mois :

Mois pluvieux : p 0.1t² + t + 30

Mois humide : 0.1t² + t + 30 > p 0.1t² - t + 20

Mois sec : 0.1t² - t + 20 > p 0.05t² - t +10

Mois aride : p< 0.05t² - t + 10

9.2.9.2. Quotient pluviothermique d'Emberger (1932)

43

L'indice d'Emberger définit le degré d’humidité du climat. Il prend en compte les précipitations

annuelles P, la moyenne des maxima de température du mois le plus chaud (M) et la moyenne

des minima de température du mois le plus froid (m). Comme pour l'indice xérothermique de

Gaussen, il est plus particulièrement adapté aux régions méditerranéennes dans lesquelles

il permet de distinguer différents étages climatiques. Dans ces régions, Emberger a remarqué

que l'amplitude thermique (M-m), donc l'évaporation, est un facteur important de la répartition

des végétaux. On sait en effet que, à température moyenne égale, l'évaporation est d'autant

plus grande que l'amplitude thermique est élevée. Le facteur de pluie pris en compte est

le produit du nombre de jours de pluie par an (n) par le cumul moyen annuel (P).

Formule (1)

100365

mMmM

nPQE

Si le nombre de jours de pluie est inconnu, la formule simplifiée suivante a été proposée

Formule (2)

22

100100

22

mM

P

mMmM

PQE

Un climat méditerranéen est d'autant moins sec que le quotient est grand. Il est également très

important de noter que, à quotient équivalent, celui-ci à une valeur écologique différente selon

les valeurs des températures qui y interviennent. La valeur m est une différentielle très

importante. Elle est un seuil biologique. D'une manière générale, elle exprime assez bien le

degré et la durée de la période critique des gelées, car plus m est bas, plus celles-ci sont sévères.

Pour en tenir compte, il est indispensable de combiner QE avec m (Abaque de Sauvage). Cet

abaque dû à Sauvage permet de placer une station dans l'une des cinq classes

de climat méditerranéen qui ont été définies.

Le climat méditerranéen peut être divisé en trois faciès selon la valeur de m :

· Faciès froid : m < -1

· Faciès moyen : -1 < m < 2

· Faciès chaud : m > 2

et cinq formes selon la valeur de QE. Pour le faciès moyen, la valeur prise par QE varie de :

· QE < 12 ………. Saharien ou désertique ….. P < 100 mm/an

· 12 < QE < 30 ….. Aride ….. ………………. 100 < P < 300 mm/an

· 30 < QE < 60 ….. Semi aride ………………. 300 < P < 600 mm/an

· 60 < QE < 100 … Sub humide …………….. 600 < P < 900 mm/an

· QE > 100 ………. Humide ………………… P > 900 mm/an

44

En présence de températures négatives, on peut utiliser M et

m à partir du 0° absolu, en degré Kelvin. Il suffit de multiplier

par 1000 et non par 100.

9.2.10. Indice de sécheresse estivale de Giacobbe

C'est une formule simple qui caractérise la sécheresse estivale en faisant le rapport des pluies

estivales PE sur la moyenne des maxima du mois le plus chaud. En région méditerranéenne,

on considère que l'été est sec quand le rapport est < 7.

9.2.11. Indice de sécheresse de Birot

Comme pour les deux indices d'Emberger et de Giacobbe, Birot caractérise la sécheresse

estivale en région méditerranéenne et considère le rapport :

Formule : T

JPI

Avec :

J : Le nombre de jours de pluie

Birot énonce les définitions suivantes :

Tout mois dont l'indice est inférieur à 10 est considéré comme aride

L'indice d'aridité estivale E est la somme de toutes les différences (10-Im) pour tous

les mois où i est inférieur à 10

La végétation méditerranéenne est possible quand une région a au moins un mois dont

l'indice est inférieur à 10

9.2.12. Synthèse de la définition des mois secs

La présentation de l'ensemble de ces indices montre que la définition de l'aridité varie selon

les auteurs ainsi que les valeurs seuils des combinaisons P et T. Le tableau ci-dessous récapitule

celles-ci. P et T sont les précipitations et les températures du mois considéré. J est le nombre de

jours de pluie.

Tableau 14. Classification des mois d’après Birot

Auteur Un mois est sec si… Andrews et Mazé (Formule de Martonne) P/(T+10) < 1

Scaetta (Formule de De Martonne) P/(T+10) < 1.66

Gaussen P<2T

Birot P<4T

Birot PJ/T < 10

Moral 0.1T² - T + 20 > P ³ 0.05T² - T+10

45

9.2.13. Angle de continentalité hydrique de Gams (1931-1932)

Cet indice permet de comprendre et de préciser la répartition spatiale des pluies en rapport avec

l'orographie. Il cherche à s’affranchir de l'effet de l'augmentation des précipitations avec

l'altitude en considérant le rapport P/A entre la pluviométrie totale annuelle (P en mm) et

l'altitude (A en m) de la station considérée. Cet indice est valable pour des altitudes supérieures

à 900 m. La continentalité exprime l’éloignement par rapport à la côte. Quand la continentalité

augmente (éloignement de la mer), on observe une diminution des pluies pour une altitude

donnée c’est-àdire que, pour une même altitude, les zones les plus externes recevront davantage

de pluie que les zones plus internes. Les nuages étant moins nombreux, ces dernières sont

également plus ensoleillées et présentent des variations thermiques journalières et saisonnières

nettement plus fortes. L'angle (a) de continentalité hydrique est défini comme l'angle dont la

cotangente a pour valeur le rapport P/A (figure….). L’angle a augmente et tend vers 90°

quand la pluviométrie diminue relativement à l’altitude du poste considéré

10ème Cours : LES INDICES CLIMATIQUES DE PRODUCTION

Ils sont destinés à permettre une estimation de la production d'un type de culture pour une

période et dans une zone données (voir Guyot 1997 pour plus de détails).

10.1. Indice CVP de Paterson (1956) (modifié par Pardé 1959)

En 1956, Paterson, chercheur forestier Suédois, propose un nouvel indice (CVP : Climate –

Vegetation – Productivity) permettant d'estimer la productivité potentielle d'une forêt selon des

paramètres climatiques qu’ils jugent déterminant c'est-à-dire la température, l'humidité, la

longueur de la saison de végétation et l'intensité des radiations solaires. En 1959, Pardé modifie

la formule de Paterson pour la rendre applicable dans le contexte national. Plus cet indice est

fort et plus la productivité ligneuse potentielle est élevée.

Formule :Ta

EGPTvI

1200

Avec :

Tv = température moyenne en °C du mois le plus chaud

Ta = amplitude thermique entre le mois le plus chaud et le mois le plus froid

P = cumul annuel de pluie (en mm)

G = longueur de la saison de végétation

E = radiation solaire locale en %

Cet indice donne des potentialités climatiques forestières régionales (voir carte) mais ne tient

absolument pas compte du sol. En 1959, Pardé voyait une application pratique de cet indice

en tant qu'outil de décision pour le reboisement : « mieux vaut reboiser d'abord en régions à

fortes possibilités de production (donc I élevé ». En 1970, cet indice a été utilisé par Djaziri

46

(1970) pour étudier la production potentielle des forêts climaciques de Tunisie en fonction des

facteurs climatiques et de la situation latitudinale du pays. Cet auteur a ainsi distingué 7 régions

de productivités croissantes allant du sud au nord de la Tunisie (de moins de 1 m3 à plus de

7m3/ha.an).

10.2. Indice de Papadakis (1975)

Il s'appuie sur une fonction d'action a priori des variables climatiques à l'échelle mensuelle et

permet d'estimer les potentialités de production d'une région donnée. Le climat est caractérisée

par un jeu de 12 indices mensuels

Formule :

1

25,25

1,0

1,0

75,0

10

1

10

5,0

10

10

10

112

H

Tn

TxDJA

Avec :

Tx = Moyenne mensuelle des températures maximum journalières

Tn = Moyenne mensuelle des températures minimum journalières

H = (P+W)/ETP

P = Précipitations moyennes mensuelles

W = Eau disponible dans le sol au début du mois et déterminée à partir du bilan

hydrique théorique

ETP = Evapotranspiration potentielle moyenne mensuelle

DJ = Longueur moyenne du jour pour le mois considéré

10.3.Indice de Huglin (1978)

Il a été mis au point pour la vigne et correspond au cumul des températures journalières sur la

période allant du premier avril au 30 septembre. Cet indice a été corrélé à des paramètres de

qualité du vin et permet ainsi de classer les terroirs viticoles.

Formule : 2

1010n

TxTmI H

Avec :

Tx = Température maximum

Tm = Température moyenne

n = Coefficient de longueur du jour.

10.4. L’ÉVAPOTRANSPIRATION POTENTIELLE

Définitions :

47

L'évapotranspiration (ET) concerne l’ensemble des processus renvoyant dans l’atmosphère

sous forme gazeuse une partie des précipitations (forme liquide). Ce phénomène combine les

pertes en eau par évaporation directe d'eau liquide (eau libre ou eau du sol dans les 15

premiers cm environ) et par transpiration de la biomasse. L'évapotranspiration s'exprime en

mm d'eau pour une période donnée et peut intervenir à tout moment du cycle de l’eau à

condition qu’il y ait assez d’eau à évapotranspirer et une énergie suffisante. En effet, ce

phénomène nécessite une quantité importante d'énergie que l'on appelle chaleur latente de

vaporisation de l'eau. Il faut 2,45 106 J pour évaporer 1 kg d'eau à 20°C (=1 mm d 'eau = 1 litre

d'eau par m² = 1 kg). L'intensité de l'évapotranspiration dépend :

1) De la demande c'est-à-dire des apports énergétiques (rayonnement, température)

nécessaires à l'évaporation – et qui conditionnent l'humidité atmosphérique – ainsi que du vent

– qui remplace éventuellement l'air humide, au contact de la surface liquide ou humide par de

l'air plus sec. Ces apports énergétiques proviennent essentiellement du bilan radiatif et plus

particulièrement du rayonnement net ;

2) De l'offre c'est-à-dire de la disponibilité de l'eau évaporable qui est une fonction de l'état

de la surface, de la nature de la couverture végétale, etc. Cette disponibilité est en fait la

résultante de l'ensemble des résistances qui s'opposent au transfert de la vapeur d'eau depuis les

"sites" de vaporisation jusqu'à l'air libre :

Résistance de l'air (ra) qui dépend de la vitesse du vent, de la hauteur de la végétation

et de la rugosité de la surface supérieure du couvert ;

Résistance de l'espace poreux végétal (rp) qui dépend de la densité et de la structure

du couvert végétal et de la vitesse du vent ;

Résistance de la couche superficiel du sol (ro) qui, quand il est desséché, freine

l'évaporation du sol (croûte = mulch) ;

Résistance des stomates (rs) au transfert de vapeur d'eau depuis la chambre sous

stomatique jusqu'à l'extérieur de la feuille.

Selon la disponibilité en eau et le type de la couverture herbacée considérée, on distingue

différentes valeurs de l’évapotranspiration

10.4.1. L’évapotranspiration potentielle (ETP) : c'est l'évapotranspiration qui se

produirait dans le cas où la quantité d'eau évaporable ou transpirable n'était pas limitée.

Cette évapotranspiration n'est conditionnée que par l'éloignement de la saturation dans lequel

se trouve l'air, c'est-à-dire par les seules conditions climatiques ambiantes. L'ETP, qui est

parfois appelée évapotranspiration maximale (ETM) ou demande climatique, évolue

donc au cours de la saison et est généralement croissante. Dans un tel cas, la demande est

inférieure à l'offre. Un sol nu, mouillé en surface par une pluie évapore à l'ETP. Pour un couvert

végétal, cette situation correspond à une ouverture totale des stomates et à une absence de

régulation des échanges et des pertes en eau (alimentation en eau optimale). Il faut cependant

noter que, dans la réalité, l'ETM n'atteint jamais l'ETP car, même si les stomates sont

largement ouverts, le couvert végétal offre de par sa structure une certaine résistance au transfert

de la vapeur d'eau. Le seul cas où l'on a ETP=ETM est celui d'un gazon bien alimenté en eau

pour lequel on estime que la structure ne joue pas un rôle majeur dans le transfert de la vapeur

d'eau ;

48

10.4.2. L'évapotranspiration réelle (ETR) correspond au cas général dans les

conditions naturelles. Pour un couvert végétal, elle correspond à la quantité d'eau réellement

transpirée et prend en compte la disponibilité réelle en eau. L'ETR est donc toujours

inférieure à l'ETP. L'ETR correspond donc à la situation ou la demande est supérieure à

l'offre. Elle est fixée par :

Les conditions climatiques et en particulier du bilan radiatif et du vent ;

La disponibilité de l'eau à la surface et de la résistance au transfert de l'eau dans

le complexe sol – végétation – atmosphère (résistance stomatique…) ;

des caractéristiques de la surface évaporante (taille et surface de houppiers,

disposition des feuilles…).

Sur le plan agronomique et forestier, on est conduit à définir essentiellement trois données :

ETP = évapotranspiration potentielle pour laquelle le seul facteur limitant correspond à une

donnée climatique

ETM = évapotranspiration potentielle maximale pour laquelle le seul facteur limitant

correspond à une donnée climatique. Cependant, même en l'absence de stress en eau, un couvert

végétal offre une certaine résistance au transfert de la vapeur d'eau. Par définition, ETM £ ETP

ETR = évapotranspiration réelle pour laquelle le seul facteur limitant est le système surface

évaporante – liaison de l'eau. Par définition ETR < ETM £ ETP

10.5. Méthodes directes d’estimation de l'évapotranspiration

On peut distinguer deux grandes méthodes : l’évaporomètre et les cases lysimétriques. Ces

mesures sont fondées sur l'évaporation d'une certaine masse d'eau

10.5.1 L’évaporomètre Piche

L'évaporomètre Piche, employé en France et adopté dans divers pays, est constitué par une

simple éprouvette en verre, de 1 centimètre carré environ de section et de 35 centimètres de

longueur, remplie d'eau et fermée par une rondelle de papier buvard, maintenue au moyen d'une

bague métallique faisant ressort. L'éprouvette étant retournée et placée verticalement, l'eau

s'évapore progressivement par l'intermédiaire de la rondelle de buvard : c'est un évaporomètre

à surface évaporante d'eau « artificielle ». Une division de la graduation correspond à 1 mm

d’eau évaporée pour un disque de buvard de 30 mm de diamètre (surface évaporante : 13 cm²).

Il est normalement installé sous l'abri météorologique ouvert sur les côtés. Bien entendu, la

forme et aussi les dimensions de la surface qui évapore jouent un rôle important dans les

mesures. Il en est de même de la température de la masse d'eau qui évapore, elle même fonction

des caractéristiques propres de l'appareil utilisé. Suivant le type

d'instrument, les indications recueillies dans des conditions de milieu identiques peuvent être

ainsi très différentes. De même, il reste évident qu'il n'y a pas, a priori, de commune mesure

entre l'évaporation déterminée dans ces conditions et les pertes en eau subies par un sol, une

plante ou encore un lac, une rivière ou une simple mare à la surface du sol. Cependant, toutes

ces pertes par évaporation ou transpiration dépendent d'un certain nombre de facteurs physiques

tels que la température de l'air, le rayonnement solaire, la vitesse du vent, etc. Elles dépendent

aussi du degré de sécheresse de l'air, de sa plus ou moins grande teneur en vapeur d'eau, c'est-

à-dire de son humidité. La détermination de la quantité d'eau évaporée journellement par une

masse d'eau donnée peut fournir une mesure relative et globale de ces influences diverses et

simultanées et nous renseigner, sinon sur les pertes d'eau exactes d'un sol ou d'une plante, du

49

moins sur le pouvoir évaporant de l'air dans un lieu et à un instant donnés. C'est bien en effet la

signification que l'on attache aux mesures d'évaporation telles qu'elles sont effectuées dans les

stations météorologiques.

10.5.2. Les cases lysimétriques

Pour la deuxième méthode, l'ETR peut être considérée comme le terme résiduel de l'équation

du bilan hydrique du sol après que tous les autres termes aient été mesurés

S = (P + I) - (D + R + ETR)

Avec :

DS = variation du stock d'eau dans le sol

P = pluie

I = irrigation

D = drainage

R = ruissellement (échanges latéraux d'eau)

Si l'on se place dans le cas où le ruissellement est nul et que les mesures commencent après

que le sol se soit ressuyé (drainage = 0), alors on obtient une équation simplifiée

S = P + I – ETR

Connaissant les pluies incidentes et les apports par irrigation (dans le cas de culture), la

difficulté majeure consiste à estimer la variation du stock du sol entre deux dates. Une case

lysimétrique est un bac exposé en plein air qui contient un sol couvert d'un certain type de

végétation, ou laissé à nu, dont on évalue la quantité d'eau infiltrée et drainée par rapport à celle

apportée par les précipitations. Certains lysimètres peuvent être pesés régulièrement pour

connaître le volume d'eau contenu dans le sol. La profondeur d'un lysimètre varie de 0,5 à 2

mètres, sa surface de 0,3 à 4 m². Un dispositif de pesée permet d'établir DS. Le ruissellement

est éliminé par l'horizontalité de la surface, les sorties par drainage sont recueillies, les

précipitations sont mesurées par un pluviomètre. L'ETR est alors connue par différence. Si les

bacs sont maintenus à une humidité optimale par recharge journalière, on mesure l'ETM. Si

aucun apport n’est effectué alors c'est l'ETR qui est mesurée. Pour que la mesure reste

représentative des conditions naturelles, par forts déficits en eau du sol, la cuve doit être aussi

profonde que possible. A cet égard, même une profondeur de deux mètres, sous culture

herbacée, peut s'avérer insuffisante par forte sécheresse. De plus, la représentativité des mesures

exige de limiter au maximum les échanges advectifs entre le dispositif et son environnement

immédiat (anneau de garde). La surface évaporante à prendre en compte est aussi délicate quand

il y a transgression de la végétation au dessus des bords des cuves. Les variations du stock d'eau

dans le sol peuvent également être appréhendées à l'aide d'appareillage complexe du type

humidimètre neutronique (sonde à neutron), reflectomètre dans le domaine temporel (sonde

TDR)…

11 ème Cours : Formules d’estimation de l'évapotranspiration

11.1. Formule de Blaney et Criddle

50

Ces formules ont été établies soit à partir des ajustements statistiques de mesures directes

(Blaney et Criddle, Thornthwaite, Turc…), soit sur une analyse physique des phénomènes

d'évapotranspiration (Penman et Brochet-Gerbier). Seules les formules les plus courantes sont

présentées (par ordre croissant de complexité).

Formule de Blaney et Griddle)

Cette formule a été développée dans les années 1950 pour les zones arides ou semi-arides de

l’ouest des Etats-Unis. Elle est très souvent utilisée pour estimer le besoin en eau des cultures

car elle ne nécessite que deux informations : la température moyenne de l'air et la durée relative

du jour exprimée en %. Elle fournit le même type d'information que la formule de Thornthwaite

avec les mêmes avantages et inconvénients. Dans des conditions extrêmes (vent, sécheresse,

fort ensoleillement), l’ETP est sous-estimée (> 60%) tandis que pour un temps calme, humide

et nuageux, l’ETP est surestimée (> 40%).

ETP (mm/jour) = p (0,46 T + 8,13)

Etape 1 : Détermination de la température journalière moyenne T

La méthode de Blaney-Criddle fait toujours référence à des valeurs moyennes mensuelles. Par

exemple, si la température moyenne de juillet est 19°C, cela signifie que pour tout le mois de

juillet la température journalière est de 19°C. Si la station fournit des données journalières

minimales et maximales, la température journalière moyenne est calculée de la façon suivante

; n étant le nombre de jours dans le mois

Formule : n

T

T

n

1

max

max n

T

T

n

1

min

min 2

minmax TTT

Etape 2 : Détermination du pourcentage journalier d’heures diurnes p, Les valeurs de p, qui

dépendent de la latitude du lieu, sont présentées dans le tableau ci-dessous.

Etape 3 : Exemple

Juillet Nancy (Lat = 48°) p=0,35 et T moy = 18°C

ETP = 0,35 x (8,13 + 0,46 x 18) = 5,8 mm/jour

L’évapotranspiration potentielle moyenne journalière de juillet est 5,8 mm

51

Le tableau suivant présente les valeurs journalières de l’ETP selon la formule de Blaney et

Criddle dans différentes zones climatiques et selon différents niveaux de température

moyenne journalière

Tableau .15. Valeurs journalières de l’ETP selon la formule de Blaney et Criddle

dans différentes zones climatiques

Zone Climatique Faible (< 15°C) Moyenne (15- 25°C) Elevée (>25°C)

Désert -aride 4-6 7-8 9-10

Semi aride 4-5 6-7 8-9

Sub-humide 3-4 5-6 7-8

Humide 1-2 3-4 5-6

11.2. Formule de Thornthwaite (1948)

Climatologue et botaniste, Thornthwaite (1948) a été le premier à introduire les notions d'ETP

et d'ETR. Sa formule s'appuie sur des données facilement accessibles : la température moyenne

de l'air et la durée théorique de l'insolation qui dépend de la saison et de la latitude. C’est à

partir des nuages de points expérimentaux qu’il a établi sa formule de calcul

L'évapotranspiration potentielle climatique (ETP en mm/mois) est obtenue par la formule ci-

dessous

Formule : FI

TETP

a

1016

Avec :

T = température moyenne mensuelle en °C

I = indice thermique annuel, somme des 12 indices mensuels

Formule de

décembre

janvierj

j

TjIjII

514,1

5

a = fonction complexe de l'indice I

a = 6,75 10-7 (I3) – 7,71 10-5 (I2) + 1,792 10-2 (I) + 0,49239

a = 0,018 (I) + 0,492

F = terme correctif fonction de la durée théorique de l'insolation variant avec la latitude et la

saison.

Exemple : Station de Dar El Beida (moyenne 1961-1990). Les ETP sont exprimées en mm (valeurs

arrondies).

Lat = 48°

I (janvier à décembre) = 0,115 + 0,372 + … + 0,269 = 37,2

52

a = 0,018*37,2+0,492 = 1,16

Pour Janvier :

Ij = (1,2/5)^1,514 = 0,115

F = 0,76

ETP = 16 [(10 x 1,2)/37,2]^1,16 x 0,76 = 3,3 mm/mois

L’ETP peut être utilisée ponctuellement. Cependant, pour comparer les données entre elles et

pouvoir, par exemple, tracer des cartes de potentialité, il faut se ramener à des conditions

comparables. Dans ce but, Thornthwaite a défini un rapport d’aridité de la forme :

Formule : 100

ETP

ETRETPRa

11.3. Formule de Turc (1955, 1961)

C'est une formule utilisée à l'échelle mensuelle ou décadaire qui rend bien compte du bilan

hydrique à l'échelle d'un bassin versant et pour les régions subhumides. La formule originale de

Turc prend deux formes selon l'humidité relative moyenne et exprime les données de

rayonnement en en cal. cm-2. jour-1. Pour une humidité relative > 50% (Hr) (cas

général des régions tempérées), on a :

Formule :

155013,010/

T

TRgjoursmmETP (Formule 1)

155040,0/

T

TRgmoismmETP (Formule 2)

(0,37 pour le mois de février)

T = température moyenne de l'air sous abri des 10 jours ou mensuelle

Rg = Rayonnement global en cal. cm-2. jour-1. Pour les stations où il n'est pas mesuré, on

utilise la formule d'Angström

Formule de

H

hRgRg a 62,018,0

Avec : Rga = Radiation théorique maximale au lieu considéré

h = Durée d'insolation effective (en heure)

H = Durée d'insolation théorique (en 1/10 d'heure)

Rga et H dépendent de la latitude et de la saison. Ils sont donnés dans des tables. Le rapport

h/H est appelé la fraction d'insolation

Note : si Hr < 50%, on multiplie par un terme correctif (1+(50-Hr)/70)

53

L'unité de rayonnement proposée par Turc n'étant pas normalisée (cal/cm²), Guyot (1997) a

modifié les coefficients originaux. Dans cette formule, le rayonnement est exprimé en MJ/m²

(Météo-France donne généralement des J/cm²…. attention à la conversion !) ex: 348 J/cm

=> 3,48 MJ/m²

Formule :

1509,211,310/

T

TRgjoursmmETPc

Avec : T = température moyenne de l'air sous abri des 10 jours

Rg = Rayonnement global en MJ/m²

11.4. Formule de Penman

L'élaboration de cette formule procède d'une démarche scientifique, mais elle intègre aussi une

certaine par d'empirisme. C’est une formule complexe nécessitant la prise en compte de

nombreux paramètres à un pas de temps court (journalier). Elle fournit les valeurs les plus

proches de la réalité mais est peu « accessible » au forestier de terrain. Elle est beaucoup utilisée

dans la recherche car elle tient compte de la source d’énergie à disposition et modélise le

déplacement de la vapeur depuis les surfaces évaporatives. Des modifications ont été apportées

afin de tenir compte, entre autres, de la résistance aérodynamique du couvert. La modification

la plus citée est celle apportée par Monteith (1981) et porte le nom de Penman-Monteith.

Formule : L

EaLRnjourmmenETP

/

H

heT

H

haIgaRn 90,010,080,056,062,018,01 4

Avec :

Rn = Rayonnement net de la surface (en J cm-2 mm-1) qui peut être mesuré ou calculé

Iga = Rayonnement global en l'absence d'atmosphère (cal cm-2)

A = Albedo

h/H = Fraction d'insolation = rapport de la durée réelle d'insolation et de la durée théorique

(en heure et 1/10)

s = Constante de Stefan-Bolzman = 5.6698 10-8 W m-2 K-4

T = Température de l'air en degré Kelvin

e = Tension de vapeur d'eau

D = Pente de la courbe de tension de vapeur saturante à la température de l'air (en mb C-1)

Ea = Pouvoir évaporant de l'air : Ea = 0.26 (ew – e) f (v)

ew = Tension de vapeur saturante à la température de l'air

e = Tension de vapeur d'eau

ew-e = D+déficit de saturation de l'air

f (v) = Fonction de la vitesse du vent. Si la mesure est faite à deux mètres de hauteur alors on

a f(v) = 1 + 0.54 V (en m s-1)

L = Chaleur latente de vaporisation de l'eau (2.56 106 J kg-1)

54

g = Constante psychrométrique de Bowen = 0.665 mb °C -1

11.5. Formule de Penman-Monteith (1965)

La formule de Penman donne l'évaporation potentielle théorique d'une nappe d'eau. Cette valeur

est une valeur limite maximale qui dépend principalement des facteurs climatiques, et dans une

moindre mesure, de l'état de surface par l'intermédiaire du coefficient d'échange convectif f(V)

qui entre dans la définition de Ea. Quand on passe à un couvert végétal, il faut

alors introduire deux résistances aux transferts convectifs :

la résistance aérodynamique ra à la diffusion de la vapeur d'eau dans la couche limite

au dessus du couvert (s m-1)

la résistance aérodynamique interne rc du couvert (s m-1)

Formule : L

ra

rcra

EaLRnjourmmenETP

/

Pour le calcul des ETP, les équivalences suivantes sont importantes à connaître !

1 kwh 85984,27 calories (cal)

1 kwh/m² 85,9845 cal/m²

1 cal/cm² 0,041868 MégaJoules/m² (MJ/m²)

1 MJ/m² 23,884589 cal/cm²

1 kwh 3,6 MJ

1 J/cm² 0,01 MJ/m²

1 W 1 J/s

1 W/m² 1 J/s/m²

12 ème Cours : BILAN HYDRIQUE FORESTIER

Pour le forestier, l’analyse des conditions climatiques moyennes (régime pluvio-thermique,

fréquence des gelées…) permet d’appréhender les conditions moyennes de croissance des

peuplements. Cette analyse, indispensable, peut être complétée par un calcul de bilan

hydrique qui permet de suivre l’évolution dans le temps de la réserve utile en eau

du sol et ainsi caractériser plus finement les niveaux de contraintes hydriques subis par les

arbres; contraintes qui affectent plus ou moins directement la production des essences

(Aussenac et Ducrey 1974, Choisnel 1992b

Un bilan hydrique forestier permet donc de faire la balance entre les quantités d’eau entrant et

sortant du complexe sol – forêt et d’estimer le degré de satisfaction des besoins en eau. Il

quantifie l’évapotranspiration potentielle et le déficit hydrique.

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Les termes du bilan hydrique en forêt (figure ci-dessus) comprennent : les entrées, les

sorties et les réservoirs internes

12.1. Les entrées

Elles correspondent à l’eau entrant dans le système sous forme essentiellement de pluies. Les

brouillards, la rosée, les apports ascendants par nappes aquifères et latéraux par ruissellement

(terrain en pente) participent également aux entrées mais sont beaucoup plus difficiles à

quantifier. Concernant les pluies, toute l’eau incidente n’est pas disponible au niveau du sol

pour l’alimentation hydrique des arbres. Une partie importante est interceptée par le

feuillage. Le bilan peut s'écrire de la façon suivante. Pi est la part potentiellement disponible et

(Ps+Es+Et) la fraction réellement utilisable. L'interception In peut se définir comme la part de

l'eau que recueillent les couronnes et qui est directement évaporée : In = P – (Ps + Es + Et). La pluie au sol, c’est-à-dire la pluie « utile » permettant au réservoir du sol de se recharger, est

obtenue par différence entre la pluie incidente (Pi) et l’interception des précipitations (In) en

ajoutant l’écoulement le long des troncs (Et). Cette pluie s’infiltre verticalement dans le sol.

L'interception des pluies va dépendre de différents paramètres liés au climat mais également

au peuplement. Parmi ces paramètres, on peut citer :

La durée et l'intensité des pluies ;

l'espèce à travers :

La morphologie de la ramification et du feuillage ;

La surface des houppiers estimée à travers le LAI (Leaf Area Index = surface de

feuille en m² par m² de surface au sol). A partir d’un LAI de 6 m²/m², on considère que

le peuplement est fermé (Bréda 1999) ;

Type et grosseur des troncs ;

La structure du peuplement à travers la densité des tiges ; de la saison…

A partir de différentes synthèses, il apparaît que l'interception In varie de 25 à 45% pour les

résineux et de 15 à 30% pour les feuillus. L’interception est considérée comme constante au

cours de l’année pour les résineux. Pour les feuillus, elle peut être réduite pendant la période

d’expansion des feuilles et de sénescence. Pour le calcul d’un bilan hydrique dans le cas d’un

peuplement de hêtre, on retranchera, par exemple, 20% aux totaux pluviométriques mensuels

pour estimer l’eau disponible pour les arbres. Il est également important de rappeler que

l’intensité des pluies incidentes joue un rôle essentiel. Des pluies incidentes de moins de 1 mm

pour les feuillus et de 2 mm pour les résineux sont totalement interceptées et n’arrivent jamais

au sol. Par exemple, une pluie de 2 mm par jour sur 30 jours correspond à un total de 60 mm

de pluie hors couvert mais à « aucune » pluie utile pour la forêt… l’eau étant totalement

interceptée par les feuilles !

La surface foliaire agit non seulement sur l’interception mais gouverne également la

transpiration du couvert (voir plus loin). C’est un élément essentiel du bilan hydrique. Pour des

conditions climatiques équivalentes, l’intensité d’un stress hydrique est fortement modulée

selon la valeur de l’indice foliaire. Dans une analyse de sensibilité d’un modèle de bilan

hydrique, Rambal (1984) montre qu’une diminution du LAI se traduit par une nette diminution

du nombre de jours secs (figure ci-dessous).

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12.2. Les sorties

Elles correspondent à l’eau sortant dans le système par drainage D superficiel et profond dans

le sol hors de la zone d’exploitation des racines, au ruissellement R sur les pentes, à l

évapotranspiration qui associe la transpiration Tr du couvert et l‘évaporation Ev de

surface. L’essentiel dans les sorties est l’estimation de l’évapotranspiration (voir plus loin).

12.3. Les stocks d’eau

Ils correspondent essentiellement au stock du sol que l’on peut estimer à travers le calcul de

la réserve utile maximale en eau (RUM). La réserve utile en eau est un paramètre

essentiel du modèle car, reflétant la capacité du sol à stocker l’eau, elle conditionne, en grande

partie, la capacité de résistance des arbres à des réductions de précipitations et à des sécheresses

pendant la saison de croissance. La détermination et les caractéristiques de chaque horizon

reposent sur différents principes. La profondeur de chaque horizon est définie à partir des

descriptions pédologiques des sols et de l’enracinement observé à chaque niveau (densité et

taille des racines). Pour chaque horizon, la réserve utile maximale potentielle en eau (RUM) a

été estimée à partir des coefficients (T) de réserve potentielle en eau associés à chaque texture,

des charges en éléments grossiers (CC) et de l’épaisseur de la couche de sol correspondante (E

en cm).

Formule du bilan hydrique:

100

100 CCETRUM h

Par exemple, les valeurs du coefficient T pour chaque classe de texture peuvent être obtenues

à partir du triangle de Jamagne (Baize 1988)

Texture S SL SA LS LSA LAS Ll LA AS Coef T 0.70 1.00 1.35 1.45 1.65 1.75 1.30 1.95 1.70

12.4. Formule du bilan hydrique par horison

Cette RUM correspond à l’eau potentiellement disponible. Cette RUM se décompose en une

RUF ou réserve utile facilement utilisable et une RUS ou réserve utile de survie. La RUF

correspond à 60% de la RUM (ici RUF = 0,6 x 135 = 81 mm) (Granier et al. 1995). La RUS

correspond à 40% de la RUM (ici = 54 mm). Ces valeurs sont importantes à considérer car elle

conditionne l’estimation de l’ETR.

12.4.1. Principe de calcul d’un bilan hydrique forestier

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Un bilan hydrique permet de suivre l’évolution dans le temps de la réserve utile

en eau du sol. La variation du contenu est donc la différence entre les entrées et les sorties :

DRU = Pu – D +/- R - ETR

Avec :

DRU = Variation de la réserve hydrique du sol sur la période considérée

ETR = Evapotranspiration réelle

Pu = Pluie utile (Pi –In + Et)

D = Drainage

R = Ruissellement

Les méthodes de calcul du bilan hydrique sont nombreuses et dépendent de l’échelle spatiale

et temporelle considérée. Les modèles les plus complexes utilisent des données journalières et

estiment le bilan à une échelle fine (Granier et al. 1999). Pour le forestier de terrain, ces modèles

ne sont pas applicables d’une façon simple. Les deux modèles présentés ici sont largement

utilisés car ils utilisent des données mensuelles facilement accessibles et mettent en jeu des

calculs aisés. Il s’agit de la méthode de Palmer et de la méthode de Thornthwaite.