Bilan énergétique, circulation atmosphérique et paléoclimats

La Terre reçoit son énergie du Soleil, mais de façon inégale : excédent à l'équateur, déficit aux pôles. L'atmosphère et les océans redistribuent cette énergie par une circulation organisée en cellules, qui explique la répartition des vents, des déserts et des forêts. Ce chapitre présente le bilan énergétique, la circulation générale, puis les méthodes de la paléoclimatologie qui reconstituent les climats anciens, thème récurrent des sujets d'examen.

1. Rayonnement solaire, constante solaire et albédo

L'énergie solaire provient de la fusion nucléaire de l'hydrogène en hélium. Au sommet de l'atmosphère, une surface de 1 m² exposée perpendiculairement aux rayons reçoit environ 1367 W/m² : c'est la constante solaire. À cause de la sphéricité de la Terre, la puissance moyenne reçue par unité de surface est bien plus faible et dépend de la latitude : les rayons arrivent presque à la verticale à l'équateur et très obliques aux pôles, où la même énergie s'étale sur une surface plus grande. L'inclinaison de l'axe terrestre (environ 23,5°) fait varier cet ensoleillement au cours de l'année et crée les saisons.

Une partie du rayonnement incident est renvoyée vers l'espace par les nuages, l'atmosphère et le sol : c'est l'albédo, rapport entre l'énergie réfléchie et l'énergie incidente. Il est de l'ordre de 30 % pour la Terre dans son ensemble, très élevé pour la neige fraîche (jusqu'à 80-90 %), faible pour l'océan et les forêts sombres. Environ 70 % de l'énergie est donc absorbée, en majorité par la surface, puis restituée sous forme de rayonnement infrarouge, de chaleur sensible et de chaleur latente d'évaporation. Le bilan radiatif global est équilibré (la Terre réémet autant qu'elle absorbe), mais il est positif aux basses latitudes et négatif aux hautes latitudes, ce qui impose un transport de chaleur de l'équateur vers les pôles.

2. La circulation atmosphérique générale

Le moteur de la circulation est la convection thermique : à l'équateur, l'air chaud et humide s'élève, se refroidit, se condense et donne des pluies abondantes (forêts équatoriales) ; en altitude il se dirige vers les pôles, puis redescend vers 30° de latitude, sec et réchauffé par compression, en formant une ceinture d'anticyclones subtropicaux (hautes pressions) responsable des grands déserts : Sahara, Kalahari, déserts d'Arabie et d'Australie. Au sol, l'air revient vers l'équateur : ce sont les alizés. Cette boucle est la cellule de Hadley. Entre 30° et 60° se place la cellule de Ferrel, avec des vents d'ouest dominants, puis la cellule polaire au-delà de 60°, où l'air froid et dense descend et crée les anticyclones polaires.

La rotation de la Terre dévie les masses d'air par la force de Coriolis : vers la droite dans l'hémisphère nord, vers la gauche dans l'hémisphère sud. Les alizés soufflent donc du nord-est dans l'hémisphère nord et du sud-est dans l'hémisphère sud ; ils convergent dans la zone de convergence intertropicale (ZCIT), qui migre avec les saisons et commande la mousson. Les vents soufflent des hautes pressions (anticyclones) vers les basses pressions (dépressions). Le Maroc, situé vers 30-35° N, est sous l'influence de l'anticyclone des Açores en été (sécheresse) et des dépressions d'ouest en hiver (pluies).

3. Le rôle des océans

Les océans couvrent environ 71 % de la surface du globe et jouent, par leur inertie thermique, un rôle régulateur majeur. Les courants de surface, entraînés par les vents, forment de grands tourbillons (gyres) : le Gulf Stream réchauffe l'Europe occidentale, le courant des Canaries refroidit le littoral marocain et y favorise les remontées d'eaux profondes (upwelling) riches en nutriments. La circulation thermohaline, en profondeur, est due aux différences de densité liées à la température et à la salinité : les eaux froides et salées plongent dans l'Atlantique nord et parcourent lentement tous les océans. Cette « boucle » transporte autant de chaleur que l'atmosphère.

4. Paléoclimatologie : reconstituer les climats anciens

La paléoclimatologie reconstitue les climats du passé à partir d'indicateurs. Les indicateurs sédimentologiques sont des roches liées à un climat : évaporites (gypse, halite) et calcaires pour les climats chauds et arides, latérites et bauxites (argiles rouges riches en fer et aluminium) pour les climats tropicaux humides, charbons pour les climats chauds et humides à forêt abondante, tillites (moraines consolidées) et roches striées pour les périodes glaciaires. Les indicateurs paléontologiques sont des organismes à exigences climatiques connues : coraux (eaux chaudes et peu profondes), pollens (herbacées de steppe ou arbres de forêt), certains foraminifères dont le sens d'enroulement change avec la température de l'eau.

Les indicateurs géochimiques reposent sur les isotopes de l'oxygène. L'oxygène 16 (léger, environ 99,8 %) et l'oxygène 18 (lourd, environ 0,2 %) sont fractionnés lors de l'évaporation : la vapeur d'eau est enrichie en ¹⁶O. En période glaciaire, cette eau légère est stockée dans les calottes, l'océan s'enrichit en ¹⁸O et les tests des foraminifères enregistrent un δ¹⁸O élevé ; la glace des calottes montre au contraire un δ¹⁸O faible. Les carottes de glace (Antarctique, Groenland) livrent aussi, dans leurs bulles d'air, la teneur passée en CO₂ et CH₄, qui suit les cycles glaciaire-interglaciaire. Ces cycles sont rythmés par les paramètres orbitaux de Milankovitch (excentricité, obliquité, précession).