par
C. W . THORNTHWAITE
Laboratoire de climatologie de Centerton, N.J. (E.-XJ. A.)
R A P P E L H I S T O R I Q U E
Cinq siècles au moins avant l'ère chrétienne, les sages de la Grèce antique avaient remarqué que le paysage de la région méditerranéenne demeure semblable à lui-m ê lui-m e lorsqu'on le parcourt d'ouest en est, lui-mais change du tout au tout si l'on se déplace du nord au sud.
Remontant le Nil, ils traversaient en effet des contrées de plus en plus chaudes et sèches, mais, vers le nord, ils rencontraient des climats de plus en plus froids et humides. Ils en concluaient que la terre devait être
" inclinée " de telle sorte que le sud était plus proche du soleil, donc plus chaud, et le nord, froid et humide parce que plus éloigné de la source de chaleur.
A l'origine, le terme climat avait simplement le sens de pente et il s'apparente étroitement au m o t incli-naison. N e trouvant de différences sensibles de climat, de végétation et de peuplement qu'en allant du nord au sud, les Grecs rapportaient ces différences à la courbure de la surface terrestre, confirmant ainsi l'idée déjà admise à l'époque de la sphéricité de la terre, et ils les attribuaient à l'inclinaison des rayons du soleil, us se trouvèrent ainsi conduits à diviser la terre en trois zones : l'une torride, l'autre tempérée et la troisième glaciale. Les zones glaciale et torride paraissant trop rigoureuses pour qu'aucune forme de vie pût y subsister, ils pensaient que le monde habité ne devait guère s'étendre au-delà de la zone tempérée. Ainsi s'explique en partie que les Grecs de l'antiquité se soient représenté le monde c o m m e une simple bande de terre en fer à cheval enserrant la Méditerranée et située presque entièrement dans la zone tempérée.
Le raisonnement conduisit à admettre qu'il devait exister une autre zone tempérée au sud de l'équateur, et que là devait se trouver un autre monde habitable.
Ce continent méridional, fruit des déductions d'un philosophe grec de l'antiquité, et n o m m é Australia, était considéré c o m m e absolument inaccessible, par-delà l'infranchissable zone équatoriale. Pour des raisons de symétrie, on admettait l'existence de deux autres
mondes habitables dans les zones tempérées situées aux antipodes des deux premières, et l'on se repré-sentait la terre c o m m e une sphère uniformément recou-verte d'un immense océan d'où émergeaient quatre continents insulaires. O n prêtait à tous quatre la m ê m e forme en fer à cheval — ou en épingle à cheveux — et on les imaginait c o m m e des masses de terre enserrant des mers centrales qui s'ouvraient vers l'ouest sur l'océan.
Beaucoup plus tard, van Diémen, Tasman, Torres, d'Entrecasteaux et d'autres voyageurs prouvèrent que l'Australis existait bel et bien et qu'il était possible de l'atteindre, mais au prix de quelles difficultés ! Les philosophes et les géographes grecs, de m ê m e que les explorateurs hollandais, se refuseraient à croire — et j'ai m o i - m ê m e quelque peine à l'imaginer — qu'on puisse, c o m m e on le fait de nos jours, quitter Sydney en Australie le mardi à 11 heures pour arriver à San Francisco, aux Etats-Unis, le mercredi à 6 h 30, après avoir, il faut bien le dire, franchi la ligne internationale de changement de date.
Deux siècles au moins avant J . - C , les cinq zones climatiques primitives furent subdivisées en un certain nombre de latitudes (ou climats) définies par la durée du jour le plus long de l'année et délimitées par des parallèles correspondant à la hauteur du soleil à midi le jour le plus long de l'année. Par la suite, on détermina ainsi vingt-quatre zones climatiques, la durée du jour le plus long variant de l'une à l'autre d'une demi-heure entre les deux extrêmes : douze heures à l'équateur et vingt-quatre heures aux cercles polaires.
Pendant plus de deux mille ans, le m o t climat a été pris dans cette acception. A partir de 1450 après J . - C , lorsque l'exploration géographique de la planète s'accéléra, et à mesure que l'on connut mieux les autres parties du m o n d e , on s'aperçut que les climats ne sont pas de simples zones de latitude. Ce sont au contraire des régions aux contours généralement très irréguliers et très inégalement partagées du point de vue de l'humidité, des vents et d u rayonnement solaire ;
Climatology and microclimatology / Climatologie et microclimatologie elles correspondent à la circulation générale de l'air,
elle-même étroitement liée à la répartition, à l'orien-tation et à la configuration des grandes étendues continentales et aquatiques à la surface de la terre.
Cette nouvelle conception de la climatologie prit un grand essor lorsque l'on commença à mettre au point des instruments de mesure et à recueillir des données quantitatives. Pour la première fois, il devenait possible de chiffrer les différences de température, de précipitation, de vitesse d u vent et de pression d'une région à une autre. Mais le thermomètre et l'anémo-mètre mirent en évidence de grands écarts locaux de température et de vitesse du vent, tant horizontalement que verticalement. O n pensa que, pour les besoins de la climatologie, il convenait d'éliminer, ou tout au moins de généraliser ces variations locales par un procédé quelconque. Aussi les premiers chercheurs déployèrent-ils de grands efforts pour élaborer des normes d'instrumentation et d'exposition.
A la m ê m e époque, on commença de perdre de vue que la climatologie procède de la géographie. D e nos jours, la climatologie n'a pour beaucoup de gens d'autre objet que la mesure des éléments types d u climat, l'enregistrement des données ainsi obtenues et l'éta-blissement de moyennes. Il n'est certes pas besoin de rappeler combien ingrate et stérile est la climatologie si l'on en borne ainsi le domaine.
L a faute en est, d u moins en partie, aux climato-logistes, qui s'occupent de rassembler et de synthétiser les données de base. Trop souvent, en effet, ils se contentent des méthodes traditionnelles, continuant d'appliquer des techniques surannées sans tirer parti des progrès des sciences connexes. C'est seulement depuis quelques années qu'on a pris conscience de la nécessité de rénover la climatologie, mais cette idée ne gagne que lentement d u terrain. Les observations climatologiques normalisées et systématiques, les seules qui permettent de connaître et d'enregistrer les conditions climatiques dans des territoires aussi étendus que l'Australie ou les États-Unis, ne peuvent pourtant fournir la solution des multiples problèmes climato-logiques que posent, par exemple, les différentes productions et les multiples activités agricoles pratiquées sur d'aussi vastes étendues. L a normalisation des observations de météorologie synoptique ou de climato-logie générale a pour but d'éliminer les effets locaux de la végétation et d u sol aussi complètement que possible, alors qu'en agriculture et en biologie on a besoin d'observations faites au voisinage d u sol, au niveau m ê m e où vivent les plantes.
LE BILAN T H E R M I Q U E ET HYDRIQUE
L a climatologie physique moderne nous apprend que les climats doivent leurs caractéristiques à la nature des échanges de mouvement, de chaleur et d'humidité entre la surface terrestre et l'atmosphère. L e climat
d'un lieu reflète l'équilibre qui s'établit entre les flux incidents et émis de chaleur et d'humidité.
A u sens où nous les entendons ici, les termes
"incidents" et "émis" s'appliquent évidemment aussi bien à des flux horizontaux que verticaux. L a composante horizontale du flux total, que nous appelons F "advection", relève de la climatologie dynamique.
E n général, l'advection est lente par rapport aux flux verticaux ; ces derniers dépendent d'échanges par rayonnement et turbulence, qui s'établissent parallè-lement à de très forts gradients de température et d'humidité, et sont d'un ordre de grandeur le plus souvent supérieur à celui de l'advection. Aussi le spécialiste de la climatologie physique s'attache-t-il surtout à déterminer les bilans thermique et hydrique verticaux en une localité donnée.
Pour obtenir le bilan thermique, il est nécessaire de déterminer les taux et les quantités de radiation solaire et d'évaluer le pouvoir de réflexion et d'émission des différents types de surfaces : sol n u , sol couvert de végétation, plans d'eau et, dans certaines régions, neige et glace. Il faut aussi mesurer la température d u sol à différentes profondeurs et déterminer les propriétés thermiques de la matière qui le compose. Enfin, il est nécessaire de déterminer la distribution verticale de la température de l'air au-dessus d u sol (jusqu'à u n mètre environ).
Pour établir le bilan hydrique, il faut connaître la hauteur et la répartition des précipitations ainsi que les variations de la quantité d'eau qui est interceptée par les plantes, qui s'infiltre dans le sol ou que les différents types de terrain et de couverture végétale perdent par ruissellement. E n outre, il faut mesurer la quantité d'eau qui passe d u sol et de la couverture végétale dans l'atmosphère, ainsi que la vitesse de cet échange. Pour que le bilan hydrique soit complet, il est également nécessaire de connaître la variation de l'humidité édaphique avec la profondeur, la vitesse de propagation de l'humidité à travers les différents éléments consti-tutifs d u sol, et la distribution verticale de l'humidité dans l'air au voisinage immédiat de la surface du sol.
L a climatologie ne doit donc pas se borner à l'étude de l'atmosphère ; celle de la surface du sol est également de son ressort. Le climat d'une région est la résultante d'innombrables climats locaux : celui du ravin, de la pente orientée au sud, d u sommet de la colline, de la prairie, du champ de blé, d u bois et de la corniche rocheuse et dénudée. Les échanges, tant thermiques qu'hydriques, ne sont pas les m ê m e s dans le ravin, au sommet de la colline et sur le rocher, parce qu'il s'agit de surfaces dont les caractéristiques physiques, la situation, l'exposition et l'aspect diffèrent. L a couleur, la densité apparente, la capacité thermique, le degré d'humidité et la perméabilité du sol, les caractéristiques de la couverture végétale, 1'albedo et la rugosité d u sol sont autant de facteurs qui influent sur les échanges thermiques et hydriques et contribuent par suite, dans une large mesure, à déterminer le climat.
Introduction à la climatologie de la zone aride IMPORTANCE D U RÔLE D E LA
MICROCLIMA-TOLOGIE
O n appelle microclimats les climats de sites de très faible étendue. Ce sont évidemment eux qui intéressent au premier chef l'agriculteur, l'agronome et le biologiste.
Les stations climatologiques du type habituel ne sont ni convenablement situées, ni convenablement équipées pour mesurer la température ou l'humidité aux lieux et aux moments où ces grandeurs ont une valeur critique pour la végétation. Contrairement à ce que l'on croyait, les observations normales ne fournissent pas des valeurs moyennes des caractéristiques clima-tiques d'une région étendue. Elles ne sont en elles-mêmes que des observations microclimatiques et, selon la nature du microclimat dans lequel elles sont faites, leurs résultats peuvent ne pas être parfaitement représen-tatifs de l'ensemble de la région considérée.
La répartition des climats à la surface de la terre est assez bien connue depuis longtemps déjà. Il existe de bonnes cartes des éléments climatiques types, et l'on a accompli des progrès notables dans la classifi-cation des climats. Il ne serait certes pas inutile de préciser et de revoir ces cartes et d'améliorer ces classifications ; mais, à l'heure actuelle, l'essentiel est sans doute de pousser l'étude des microclimats. Pour le biologiste, en effet, il peut être plus important de connaître les variations climatiques entre le sol et le sommet des arbres, ou à la surface d'un c h a m p ou d'un domaine, que de connaître la répartition des climats dans le m o n d e .
INFLUENCE D U MICROCLIMAT SUR LES BILANS THERMIQUE ET H Y D R I Q U E
La microclimatologie a pour objet l'étude des échanges thermiques au voisinage d u sol et des divers facteurs dont ils dépendent. L a source de chaleur est le soleil.
A la limite extérieure de l'atmosphère, la quantité de radiation solaire reçue sous incidence normale s'élève à environ 2 cal c m- 2 min- 1. Si la terre n'avait pas d'atmosphère et n'était qu'une sphère creuse faite d'une feuille de cuivre épaisse d ' u n centimètre et suspendue dans le vide, la radiation solaire incidente élèverait la température superficielle d'environ 20°C par minute, si bien que le point de fusion d u métal serait atteint en moins d'une heure. Cependant, la terre est elle-même le siège d'un rayonnement dont l'intensité varie avec la température. Par suite, la température superficielle de notre sphère de cuivre cesserait de s'élever dès qu'il y aurait équilibre entre sa radiation propre et la radiation solaire incidente.
E n négligeant le flux de radiations qui s'établit à l'intérieur de la sphère entre l'hémisphère ensoleillé et l'hémisphère plongé dans l'ombre, on constate que cet équilibre serait atteint à une température de 122°C.
Si notre globe imaginaire se comportait dans l'espace de la m ê m e façon que la planète, et connaissait aussi
l'alternance d u jour et de la nuit, chacun de ces points continuerait de rayonner la nuit c o m m e le jour suivant les fluctuations quotidiennes de la température, bien que ne recevant la radiation solaire que pendant le jour. Dans ces conditions, la température superficielle
de la sphère à l'équateur passerait d ' u n m a x i m u m de 122°C tout de suite après midi à u n m i n i m u m de
—187°C le matin de bonne heure.
Si la feuille de cuivre constituant la paroi de cette terre imaginaire était chromée, elle réfléchirait dans l'espace 65 % de la radiation incidente, et la quantité
d'énergie absorbée tomberait à 0,7 cal c m- 2 min- 1. L a température à l'équateur varierait alors entre u n m a x i m u m diurne de 31°C et u n m i n i m u m nocturne de —194°C. Si la paroi de notre sphère de cuivre imaginaire était cent fois plus épaisse, il faudrait cent fois plus de calories qu'auparavant pour provoquer la m ê m e élévation de sa température ; c o m m e la quantité de radiation solaire absorbée resterait de 2 cal c m- 2 m i n- 1, son échauffement serait cent fois plus lent. L'équilibre s'établirait toujours à 122°C le jour, mais le m i n i m u m nocturne ne serait que de 34°C. Si cette feuille de cuivre cent fois plus épaisse était chromée, le m a x i m u m diurne s'établirait à 31°C et le m i n i m u m nocturne à —23°C.
M ê m e sur cette planète imaginaire, dépourvue d'atmosphère, il suffirait de simples irrégularités de l'épaisseur de la feuille de cuivre de la couche de chrome pour produire toutes sortes de conditions diffé-rentes. Or, si nous considérons la terre telle qu'elle est, c'est-à-dire avec ses océans et ses continents, enveloppés de son atmosphère chargée de vapeur d'eau, le nombre des variables s'accroît considérablement et nous observons ce à quoi nous pouvions nous attendre : une extrême diversité de climats, mais où l'on discerne cependant aisément u n certain ordre.
A mesure qu'elle pénètre plus loin dans l'atmosphère terrestre, la radiation solaire perd de son intensité et cela pour plusieurs raisons. U n tiers environ en est réfléchi dans l'espace par le sommet des nuages. U n e proportion moindre en est, de plus, absorbée et diffusée, si bien que la surface de la terre n'en reçoit plus que les six dixièmes. Si l'on considère de grandes étendues de territoire, la surface d u sol reçoit à peu près partout la m ê m e quantité de chaleur. Les écarts que l'on constate viennent de ce que l'atmosphère n'absorbe ou ne diffuse pas partout de la m ê m e manière le rayon-nement solaire. Ces irrégularités locales sont dues à des concentrations de vapeur d'eau, et notamment à la nébulosité ainsi qu'à l'opacité de l'atmosphère. L a surface de la terre exerce également une influence et provoque la coexistence d'innombrables micro-climats, m ê m e sur une étendue limitée.
U n e fraction de l'énergie qui parvient sur u n sol dénudé ou couvert de végétation est immédiatement réfléchie vers le ciel, et le reste, soit moins de 50 % de la radiation totale primitivement reçue d u soleil, va réchauffer les couches superficielles de sol ou d'eau
Climatology and microclimalology / Climatologie et microclimatologie
ainsi que l'air qui est en contact avec elles et sert à l'évaporation de l'eau.
Toutes les surfaces ne sont pas également aptes à réfléchir la radiation incidente. Leur albedo, o u pouvoir de réflexion, exprimé par le rapport en pourcentage de la radiation réfléchie à la radiation incidente est compris entre 80 et 85 % dans le cas d'une surface de neige fraîche, et 8 à 10 % pour la surface de la mer, bien que l'albedo d'une surface d'eau dépende étroitement de l'incidence des rayons solaires. L a forêt perd de 5 à 18 % de la radiation incidente par réflexion ; l'herbe, les arbustes et les plantes cultivées vertes en perdent de 15 à 30 % . L'albedo d'un sol de sable sec et dénudé est d e 18 % ; celui d u sable humide de 9 % . Aussi, dès que le sol o u la surface de la végétation inter-viennent dans le bilan thermique, o n constate que la quantité d'énergie disponible diffère considérablement d'un Heu à u n autre.
Toutes les surfaces n'absorbant pas hi m ê m e quantité de chaleur o n observera des régimes thermiques très différents tant dans les couches superficielles que dans l'air au-dessus de la surface considérée. A l'un des extrêmes se trouve l'eau, qui retient la quasi-totalité de la chaleur qu'elle reçoit par rayonnement ; grâce à ce pouvoir d'absorption et de rétention de la chaleur, il n ' y a pratiquement pas de variation de température de l'air au-dessus d ' u n plan d'eau. Inversement, u n paillis ou une litière de feuilles a u n très faible coefficient de conductivité thermique, et par suite u n fort pouvoir isolant ; u n e faible fraction seulement de l'énergie reçue parviendra a u sol, la plus grande part servant à réchauffer la surface d u paillis elle-même et l'atmo-sphère ambiante par conduction-convection. L a tempé-rature d'une surface de ce genre peut être très forte dans la journée et très faible la nuit, ce qui entraîne de fortes variations quotidiennes de la température de l'air.
L e régime thermique d'une surface dépend à la fois de sa densité, de sa couleur et de son aspect. L e labou-rage d ' u n sol o u toute façon cultivable qui augmente la quantité d'air qu'il contient réduit d u m ê m e coup sa capacité d'absorption thermique en profondeur.
Par voie de conséquence, la quantité de chaleur qui passe dans les couches d'air voisines d u sol augmente, ainsi que l'amplitude des variations quotidiennes de la température atmosphérique au-dessus de la surface considérée. Les surfaces de couleur sombre absorbent plus de chaleur que les surfaces claires. L a pente et l'exposition du terrain — son " aspect " — déterminent, dans une large mesure, la quantité de chaleur que sa surface absorbe o u réfléchit. A u x États-Unis, c o m m e dans tout l'hémisphère nord, les pentes orientées a u sud et à l'ouest reçoivent plus d'énergie que celles qui font face a u nord o u à l'est : aussi sont-elles généra-lement plus chaudes et plus sèches. D a n s l'hémisphère sud, e n Australie par exemple, c'est exactement l'inverse.
L e degré d'humidité d'un sol conditionne de plusieurs
manières l'équilibre qui s'établit entre la quantité de chaleur qui pénètre en profondeur et celle qui sert à réchauffer l'air. U n sol absorbe normalement une plus grande part de la radiation incidente lorsqu'il est humide que lorsqu'il est sec ; mais, c o m m e l'eau est u n meilleur conducteur de la chaleur que l'air, la proportion de la chaleur reçue en surface qui v a réchauffer les couches profondes d u sol o u qu'absorbe l'évaporation augmente a u détriment de celle qui sert à réchauffer l'air. L a température superficielle diurne d ' u n sol humide est plus basse que celle d ' u n sol sec, et l'on constate la m ê m e différence dans la température de l'air ambiant. Bien entendu, l'évaporation ou la transpiration étant nulle lorsque le sol est parfaitement sec, une plus forte proportion de l'énergie ira réchauffer le sol et l'air.
Toutefois, lorsque le sol ne m a n q u e pas d'eau, l'évapo-ration absorbera 80 ou 9 0 % de l'énergie reçue en sur-face, dont une petite fraction seulement, les 10 o u 20 autres centièmes, réchauffera le sol et l'air. U n sol peut être complètement imbibé d'eau o u au contraire complètement sec, et la proportion de la radiation qu'absorbe l'évaporation varie suivant le degré d'humidité.
Sur u n sol humide, la nature de la végétation
Sur u n sol humide, la nature de la végétation