E9 Atmosphère - Interaction avec la surface continentale

Topique

L'interaction entre l'atmosphère et la surface continentale régit les échanges d'énergie, d'eau et de quantité de mouvement. Le bilan énergétique de surface détermine cette interaction : le rayonnement net absorbé par la surface se répartit entre trois formes distinctes : la chaleur sensible qui réchauffe directement l'air, la chaleur latente qui provoque l'évaporation de l'eau et la chaleur stockée par le sol. La proportion de ce rayonnement net qui se transforme en chaleur latente plutôt qu'en chaleur sensible dépend fortement de l'humidité du sol : un sol sec, n'ayant pas d'eau à évaporer, restitue à l'air, sous forme de chaleur sensible, l'énergie qu'un sol humide aurait utilisée comme chaleur latente. C'est pourquoi un sol sec réchauffe davantage l'air qui le surplombe.

Outre l'humidité du sol, l'orographie influence considérablement la répartition des précipitations, et ce de deux manières opposées selon le versant d'une chaîne de montagnes : le versant au vent reçoit des précipitations orographiques car l'air humide qui entre en collision avec la pente est contraint de s'élever et de condenser sa vapeur d'eau ; Le versant sous le vent, en revanche, subit l'effet de foehn, car cet air, désormais dépourvu de l'humidité qu'il a laissée de l'autre côté, descend la pente opposée et se réchauffe par compression adiabatique au lieu de se refroidir.

Outre la topographie, d'autres mécanismes locaux peuvent déclencher la convection : la convergence produite par les brises marines dans les zones côtières, lorsque l'air réchauffé au-dessus des terres rencontre l'air plus froid venant de la mer, et la convergence produite par les lisières de végétation, lorsqu'une surface nue et plus chaude rencontre une surface plus froide et couverte de végétation, générant une différence de température qui pousse également l'air à converger et à s'élever.

Tous ces mécanismes qui déclenchent la convection — topographie, brises marines, lisières de végétation — déterminent où tombe la pluie, mais c'est l'humidité du sol elle-même qui détermine si cette pluie, une fois tombée, tend à se répéter ou non : c'est la boucle de rétroaction humidité du sol-précipitations. Lorsque le sol est humide, l'évapotranspiration est élevée. Cette humidité supplémentaire dans l'air alimente une convection plus active, qui à son tour produit davantage de précipitations. Ces précipitations supplémentaires réhumidifient ensuite le sol qui les a générées, bouclant ainsi un cycle d'amplification de l'humidité. En revanche, lorsque le sol est sec, c'est l'inverse qui se produit : le manque d'humidité inhibe les précipitations et, comme expliqué précédemment, augmente les températures maximales car toute l'énergie disponible est convertie en chaleur sensible au lieu de chaleur latente. Ainsi, le sol sec qui a empêché la pluie devient encore plus sec et plus chaud qu'auparavant.

Toutes ces interactions entre l'atmosphère et la surface continentale — la distribution du rayonnement net, l'effet de l'orographie, les mécanismes de convergence locaux et la rétroaction entre le sol et les précipitations — convergent vers une seule grandeur que l'équation de Penman-Monteith permet de calculer : l'évapotranspiration potentielle, soit la quantité d'eau que la surface pourrait évaporer si elle disposait de toute l'eau nécessaire. Cette équation décrit l'évapotranspiration potentielle en fonction de trois facteurs : l'énergie nette restante après soustraction de l'énergie stockée dans le sol, le déficit de pression de vapeur de l'air (c'est-à-dire l'écart entre l'air et la saturation en humidité), et les résistances opposées par l'air et le couvert végétal au passage de la vapeur d'eau. Ainsi, l'équation de Penman-Monteith unifie, dans une description unique, la physique des transferts de vapeur d'eau au sein du système sol-plante-atmosphère, système par lequel débute et se termine l'interaction entre l'atmosphère et la surface continentale.

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