Une compréhension de la dynamique globale

1.2.1.1 De l’excès énergétique tropical...

Avant d’aborder spécifiquement la variabilité climatique européenne, il convient de décrire, du moins dans ses grandes lignes, les mécanismes participant au fonctionnement du système climatique global.

À l’échelle de la planète, le climat naît d’un déséquilibre énergétique entre l’équateur et les pôles. Du fait de la sphéricité de la Terre, le rayonnement solaire reçu est en effet maximum

17Expression, il faut l’avouer, particulièrement appréciée de mon directeur de thèse, à qui ce clin d’œil est amicalement destiné. . .

1.2 Dynamique du climat et modes de variabilité

(minimum) à l’équateur (aux pôles), contraste qui n’est pas compensé par les hétérogénéités du rayonnement infra-rouge¹⁸et de l’albédo¹⁹ (Figure1.9). Le leitmotiv climatique peut alors se résumer en un transport d’énergie permanent de l’équateur vers les pôles, dit transport meridien, et ce n’est pas un hasard si l’éthymologie grecque du mot « climat » (κλιµα) si-gnifie « inclinaison ». Ce transport, extrêmement complexe en pratique, met à contribution les composantes océaniques et atmosphériques du système climatique, et s’appuie sur les effets combinés de la force gravitationnelle (mouvements verticaux) et de la rotation terrestre (dévia-tions vers l’est des trajectoires horizontales équateur – pôle par laforce de Coriolis). Enfin, notons que l’inclinaison de l’axe terrestre induit un déséquilibre énergétique plus important dans l’hémisphère d’hiver.

Figure 1.9 – (Gauche)Représentation schématique du bilan énergétique terrestre total. Cré-dits : NASA.(Droite)Représentation schématique de la dynamique atmosphérique globale. Cré-dits : Université du Maine.

(Left)Schematic view of total Earth’s energy balance. Credits : NASA. (Right)Schematic view of the global atmospheric dynamics. Credits : Maine University.

Dès lexvii^esiècle,Hadley évoque l’existence de cellules méridiennes hémisphériques dans la troposphère²⁰. Il suggère une ascendance thermique (convection) au-dessus des tropiques, une advection en altitude de cette chaleur vers les pôles, et une subsidence au-dessus des régions froides. Ces cellules seront discutées parFerrelau xix^e siècle, qui suggèrera une subsidence intermédiaire au-delà des tropiques (dans la zone dite sub-tropicale). Enfin,Walkerintroduira des circulations zonales dans les tropiques, du fait des contrastes de températures entre d’une part les océans et continents, et d’autre part les bassins est/ouest des océans. Ces circulations maintiennent en particulier des vents d’est réguliers en surface, connus sous le nom d’Alizés. Finalement, si le terme de cellules de Hadley persite encore aujourd’hui pour désigner la circulation méridienne, il est exclusivement réservé à la bande tropicale (typiquement 25 °S–

25 °N), et utilisé au pluriel pour souligner des contrastes zonaux importants (Figure 1.9).

Notons enfin que les cellules de Hadley sont plus intenses dans l’hémisphère d’hiver, où le

18L’équilibre du bilan énergétique global de la Terre la conduit en effet à ré-émettre l’énergie solaire absorbée sous la forme de rayonnement infra-rouge, dit ducorps noir.

19Fraction de l’énergie solaire reçue qui est réfléchie par la surface terrestre. Elle est en particulier élevée sur les zones enneigées.

20Couche inférieure de l’atmosphère située typiquement entre 0 et 12 km (6 km) d’altitude à l’équateur (aux pôles), et séparé de la stratosphère (couche supérieure) par la tropopause.

déséquilibre énergétique méridien est le plus grand.

1.2.1.2 ... au chaos des moyennes latitudes

Dans les régions extra-tropicales (typiquement au-delà de 25 °N/S), le transport méridien d’altitude²¹ est systématiquement dévié vers l’est par effet de la force de Coriolis due à la rotation terrestre, ce qui entraîne la création d’un large flux zonal d’ouest traduit en surface par les westerlies (Figure1.9). La saisonnalité du déséquilibre thermique méridien, qui pilote l’intensité des cellules de Hadley, détermine également la position et la force de ce courant zonal, qui est ainsi renforcé et proche de l’équateur dans l’hémisphère d’hiver (Figure 1.10).

Aux alentours de 30–40 °N/S, les forts contrastes de température et de pression entre air tropical (mélangé par la circulation de Hadley) et extra-tropical (en contact avec le pôle) créent un cisaillement vertical du profil de vent qui confine les vents d’ouest les plus forts dans un tube zonal relativement étroit et situé sous la tropopause (Figure 1.11). Ce courant fort d’altitude, pouvant dépasser localement les 100 m.s⁻¹, est connu sous le nom de jet stream.

(a) U250 climatology Jan. 16 (b) U250 climatology Jul. 16

140 120 110 100 90 80 70 60 50 40 MPH

Figure 1.10 – Représentation dujet stream par la climatologie 1985–1993 du vent zonal d’al-titude à 250 hPa : (a)hiver (16 janvier) et(b)été (16 juillet). Unités : mph. Crédits : NOAA.

View of the jet stream as 1985–1993 climatology of upper-level zonal wind at 250 mb : (a)winter (January 16) and (b)summer (July 16). Units : mph. Credits : NOAA.

Contrairement aux cellules de Hadley, lejet stream des moyennes latitudes est instable, et par conséquent soumis à des fluctuations permanentes. en termes de dynamique, ces fluctua-tions peuvent s’interpréter comme desondes de Rossby, et proviennent des perturbations de l’équilibre géostrophique²². Les perturbations du jet stream sont à relier aux fluctuations des pressions de surface, comme le suggère la représentation schématique de la Figure 1.11.

Nous ne détaillerons pas ici la génèse des ondes de Rossby, le lecteur étant invité à consulter une revue plus complète dans Hoskins and Pearce (1983)²³, et retiendrons simplement que l’on peut en distinguer deux types :

• les ondesstationnaires, ou planétairesresponsables des structures quasi-statiques de

21Au sommet de la troposphère.

22Selon cet équilibre, les vents horizontaux (alors ditsvents géostrophiques) sont uniquement proportionnels aux gradients horizontaux de pression.

23Voir aussi Cassou (2001, chapitres 1 ,2 et 6).

1.2 Dynamique du climat et modes de variabilité

la circulation atmosphérique des moyennes latitudes (dépression d’Islande, anticyclone des Açores etc.), et dessinées par les géographies des océans et des reliefs continentaux ;

• les ondes propagatives, ou synoptiques, se déplaçant généralement vers l’est, et res-ponsables des fluctuations du « temps qu’il fait » à l’échelle journalière. Ces ondes peuvent en particulier être déclenchées par des modulations de l’intensité des cellules de Hadley tropicales, ce qui constitue la base des connexions tropiques – extra-tropiques.

À noter que ces deux types d’ondes participent activement au transport de chaleur méridien vers les pôles, puisqu’elles donnent auxjet stream zonal une composante méridienne qui pro-longe les efforts des cellules de Hadley des sub-tropiques jusqu’aux cercles polaires. Enfin, les perturbations les plus fortes du jet stream apparaissent dans l’hémisphère nord où les effets dus à la géographie sont plus marqués (continents plus nombreux).

Figure1.11 – (Gauche)Représentation schématique du jet stream d’altitude et des distribu-tions en température, pression et vent associées. Reproduit de Cassou (2001).(Droite) Représen-tation schématique des relations entre perturbations dujet stream d’altitude et des anomalies de pression de surface. Crédits :Thomson Higher Education.

(Left) Schematic view of upper-level jet stream and associated temperature, pressure and wind distributions. Reproduced from Cassou (2001). (Right) Schematic view of relationships between disturbances in upperl-level jet stream and surface pressure anomalies. Credits : Thomson Higher Education.

L’Europe, située aux moyennes latitudes, apparaît dès lors directement sous l’influence du « toboggan » du jet stream, qui y déverse ses perturbations perpétuelles qui façonnent en particulier lavariabilitéjournalière à inter-annuelle du climat européen. Notre étude des températures européennes peut alors sembler compromise tant les fluctuations du jet stream apparaissent chaotiques. Précisons toutefois que le terme de « chaotique » n’est pas totalement adéquat ici, puisque les fluctuations de la dynamique tendent à s’organiser selon des états préférentiels, nommésmodes de variabilité, que les sections suivantes se proposent de décrire brièvement.