Bioclimatologie - Généralités, Données Climatologiques et Bilan Hydrique PDF

Bioclimatologie  I. Généralités La distribution géographique des plantes et leur comportement sont la résultante de l'action, tant passée que présente, de facteurs internes, propres aux organismes, et externes, propres aux milieux où ils vivent (facteurs écologiques).  L...

Bioclimatologie  I. Généralités La distribution géographique des plantes et leur comportement sont la résultante de l'action, tant passée que présente, de facteurs internes, propres aux organismes, et externes, propres aux milieux où ils vivent (facteurs écologiques).  L'aire de chaque espèce, c'est-à-dire la surface sur laquelle elle se développe dépend 1) de l'histoire de la plante aux temps géologiques et récents, 2) de son aptitude à la migration et de son adaptation aux points de vue physiologique aux nouveaux milieux qu'elle peut atteindre, 3) des facteurs du milieu et de leurs variations.  1. Le temps Le temps est l’état passager de l’atmosphère au dessus d’une région. C’est le résultat de la combinaison de plusieurs facteurs notamment des températures, des précipitations et des vents. Autrement dit, il s’agit de l’ensemble des valeurs qui caractérisent l’état de l’atmosphère en un état donné et en un lieu donné. Le temps peut durer quelques heures, des jours ou quelques mois. On distingue plusieurs types de temps.  a. Le temps équatorial On le trouve dans les régions proches de l’équateur (Zaïre, Congo, Gabon etc.) ils se caractérisent par une chaleur constante (25°c). Les matins le soleil est ardent et des nuages en début d’après-midi, suivies de pluie en fin d’après- midi. b. Le temps tropical Il se localise dans les régions comprises entre l’équateur et les tropiques il est caractérisé par une chaleur accablante et des vents secs en saison sèche. Pendant l’hivernage il fait chaud mais les vents sont humides et frais  c. Le temps tempéré Pendant l’été il fait chaud et en l’hiver il fait froid et la neige tombe. Au printemps les neiges commencent à fondre et les arbres commencent à porter les premières fleures. En automne, nombreux sont les arbres qui perdent leurs feuilles. d. Le temps polaire Il est caractérisé par le froid continuel et le manque de pluies. Ex : nord du Canada et le nord de l’URSS.  2. La météorologie Le terme météorologie vient du grec où meteor désigne les particules en suspension dans l'atmosphère et logos veut dire discours ou connaissance. La météorologie a pour objet l'étude des phénomènes atmosphériques tels que les nuages, les précipitations ou le vent dans le but de comprendre comment ils se forment et évoluent en fonction des paramètres mesurés tels que la pression, la température et l'humidité. La météorologie fait intervenir de façon essentielle le concept d’échelle dans le temps et dans l’espace des phénomènes atmosphériques d’où il résulte différents types de prévision (prévisions immédiate, à moyen ou long terme, locales, nationales).  3. Les différentes échelles spatio- temporelles a. Au niveau temporel, les états de l'atmosphère peuvent être définis selon trois niveaux Dendrochronologie Carottes glaciaires Paléosols Roches sédimentaires Carottes océaniques  Echelle géologique Echelle Historique Echelle contemporain b. Niveau spatial (géographique)  II Composantes et facteurs du climat Les composantes du climat sont des phénomènes météorologiques tels : Les précipitations ; La température de l’air ; Le rayonnement solaire ; L’évaporation ; La pression atmosphérique ; Le vent, etc. Ces composantes sont sous la dépendance des phénomènes physiques par lesquels s’effectuent les transferts d’énergie au sein de l’atmosphère. Ces phénomènes physiques sont des facteurs du climat. En outre, la latitude, la nature de la surface du sol et son revêtement, le relief, etc. sont considérés comme des facteurs du climat. Par ailleurs, la distinction entre composante et facteur du climat est parfois délicate ; le vent, par exemple, qui est une composante du climat est aussi un facteur du climat car il augmente l’évapotranspiration (transfert de matière et d’énergie). 2.1. L’évaporation/évapotranspiration et l’humidité de l’air Dans l’atmosphère, l’air contient toujours une quantité plus ou moins importante d’eau à l’état gazeux, c’est-à-dire de vapeur d’eau. Elle est concentrée principalement dans les premiers kilomètres de la troposphère, par suite de la source d’approvisionnement : l’interface océan/continent-atmosphère.  2.1.1. L’évaporation Les molécules d’eau quittent la surface terrestre pour rejoindre l’atmosphère par : – Evaporation physique (océans, mers, lacs, cours d’eau et sols humides) ; – Evaporation physionomique du couvert végétal. Le passage de l’état liquide à l’état gazeux d’un gramme d’eau nécessite une consommation d’énergie, de l’ordre de 600 calories, appelée chaleur latente d’évaporation (équivalent de 2,45. 106 J.Kg-1). Dans certaines régions du monde l’évaporation est très faible. C’est le cas des régions désertiques, à l’image du Tanezrouft (au Sahara) où l’évaporation ne dépasse pas quelques centimètres ; il en est de même au dessus des grandes agglomérations urbaines.  Mesure de l’évapotranspiration La mesure directe du flux de vapeur d’eau dans les basses couches de l’atmosphère est délicate. Elle est remplacée par des mesures indirectes des flux évalués à l’intérieur des bilans thermiques par des gradients de températures, de vents ou d’humidité. Dans ce cas des formules climatiques sont élaborées (ex : la formule de Penman). On peut également mesurer la vitesse à laquelle un film d’eau disparait de la surface du sol : c’est le principe de l’evapomètre (évapomètre de Piche). On peut aussi mesurer la perte en eau d’un bac à évaporation. Aussi, des profils hydriques successifs du sol ou pesée d’échantillons de sol sec et humide donnent une bonne idée du départ de l’eau. Le lysimètre, en particulier, est un volume de plusieurs mètres cubes de terre, qui porte une végétation semblable à celle de l’environnement naturel, et qu’on pèse régulièrement. Évapomètre de Piche  Un bac d'évaporation est un évaporomètre constitué par un bassin ou un bac d'eau d'assez grande surface et assez profond où l'on mesure le changement du niveau de l'eau dû à l'évaporation. Les bassins vont de 1 à 5 mètres de diamètre et de 10 à 70 cm de profondeur. Ils sont posés sur ou dans le sol (bacs enterrés) ou encore dans l'eau (bacs flottants). Dans tous les cas, le niveau de l'eau est maintenu à faible distance au- dessous du bord du bac. Les variations du niveau d'eau du bac, mesurées à des intervalles fixes, sont le reflet de l'intensité de l'évaporation bac à évaporation Bac de classe A  Le bac de classe A est recommandé par l'Organisation météorologique mondiale. Il s'agit d'un cuve ronde de 1 220 mm de diamètre et254 mm de hauteur, rempli jusqu'à entre 50 et 75 mm de son bord. Le bac d'évaporation est surélevé du sol (en général 10 cm) sur une palette en bois ajouré afin que l'air puisse circuler sous celui-ci. Cela empêche la transmission de chaleur sol-bac qui pourrait fausser les résultats. Il permet de mesurer la vitesse d’évaporation d'un volume d'eau et d'une surface donnés exposés à l'air (exprimée en mm par jour, par mois ou par an) et l'évapotranspiration. Cette donnée dépend exclusivement de la température et de l'humidité ambiante, ainsi que desprécipitations3. Lysimetre  Le lysimètre simple se présente comme un cylindre (ou un bac) en métal, béton ou plastique ouvert en surface et rempli par le sol à tester. Ses côtés descendent de 1 à 2 m, ou plus, sous la surface profondeur et sont étanches, alors que le fond laissepercoler l’eau afin qu’on puisse la récolter. La végétation et les conditions à chaque niveau, surtout la teneur en eau, sont maintenues sensiblement identiques à celles du terrain en place. La mesure du débit d'eau et de différents autres composants à la base permet de connaître les caractéristiques du sol étudié5. Il peut être placé in situ (sur le terrain à étudier) ou ex situ (en laboratoire). Le lysimètre de précision permet en plus une pesée permanente du système.  L’autre mesure, à plus grande échelle, est celle d’un bassin versant hydrologique (dizaines- centaines de Km2) : on compare l’écoulement dans les rivières avec les précipitations mensuelles, et le solde, compte tenus des réserves du sol, est l’évaporation cherchée. La télédétection en infrarouge thermique offre aussi la possibilité de mesurer l’évapotranspiration.  2.1.2. L’humidité atmosphérique L’humidité de l’air est la masse de vapeur d’eau contenue dans une unité de volume d’air. L’humidité atmosphérique est exprimée de différentes manières : Le rapport de la masse de vapeur d’eau (gramme) au volume d’air humide (m3) est l’humidité absolue ou tension de vapeur. On parle d’humidité spécifique ou rapport de mélange pour exprimer le rapport de la masse d’eau (gramme) à la masse d’air (Kg).  Ces paramètres ne peuvent croitre indéfiniment. Les humidités absolue ou spécifique ne peuvent pas dépasser une valeur-plafond appelée tension maximale, tension saturante ou tension critique. On dit alors que l’air est saturé. A partir de ce seuil, la vapeur d’eau se condense en fines gouttelettes. La valeur de l’humidité saturante varie en fonction de la température et de la pression. Par ailleurs, la saturation est générée par trois mécanismes principaux, à partir d’un volume d’air non saturé :  Le mélange de deux volumes d’air humide mais non saturés, à températures différentes (sans formation de grosses masses nuageuses) ; Le refroidissement par contact de couches d’air minces (formation de brouillards) ; Le refroidissement par ascendance et détente (fortes condensation et précipitations abondantes). Mesure de l’humidité atmosphérique (%) Le psychromètre permet de déterminer l'humidité relative de l'air environnant. Cet appareil est composé de deux thermomètres identiques fixés à un support. Sur l'un des thermomètres, on place une mousseline (un tissu) qui trempe dans l'eau. C'est pourquoi on l'appelle thermomètre à boule mouillée, tandis que l'autre est le thermomètre à boule sèche.  Lorsque l'air arrive sur le thermomètre à boule mouillée, il fait évaporer l'eau de la mousseline, ce qui refroidit le thermomètre. Donc, sa température est plus basse que celle du thermomètre sec. On prend la différence entre ces deux températures et on la reporte sur une table psychrométrique qui nous donne la mesure de l'humidité relative. Lorsque l'air est saturé d'humidité, il n'y a pas de différence entre les températures indiquées par les deux thermomètres. Le psychromètre Table psychrométrique  L'hygromètre à cheveu sert à déterminer l'humidité relative de l'air environnant. L'hygromètre à cheveu est constitué d'un cheveu d'humain (blond ou roux de préférence), d'un système de levier et d'une aiguille tournant sur un cadran gradué de 0 à 100 %. Le cheveu humain a la propriété de changer de longueur en fonction de l'humidité. L’humidité de l'air est connue grâce à l'allongement du cheveu. L'hygromètre à cheveu  2.2. Les nuages Un nuage est une grande quantité de gouttelettes d’eau (ou de cristaux de glace) en suspension dans l’atmosphère. Les gouttelettes d’eau d’un nuage proviennent de la condensation de la vapeur d’eau contenue dans l’air. La quantité maximale de vapeur d’eau (gaz invisible) qui peut être contenue dans une masse d'air est fonction de la température : plus l’air est chaud, plus il peut contenir de vapeur d’eau.  2.2.1. Formation des nuages La formation de nuages résulte du refroidissement d’un volume d’air jusqu’à la condensation d’une partie de sa vapeur d’eau. Si le processus de refroidissement se produit au sol (par contact avec une surface froide, par exemple), on assiste à la formation de brouillard. Dans l’atmosphère libre, le refroidissement se produit généralement par soulèvement. Inversement. Les nuages peuvent aussi perdre une partie de leur masse sous forme de précipitations, par exemple sous forme de pluie, grêle ou neige.  La condensation de la vapeur d’eau, en eau liquide ou en glace, se produit initialement autour de certains types de micro-particules de matière solide (aérosols), qu’on appelle des noyaux de condensation ou de congélation.  2.2.2. Types de nuages Les nuages se forment selon deux processus : la convection et le soulèvement progressif de la masse d'air. Le soulèvement convectif produit des nuages caractérisés par une extension verticale élevée, mais une extension horizontale limitée. Ces nuages sont désignés génériquement par le terme cumulus. Le soulèvement dit synoptique produisant des systèmes nuageux d'une texture uniforme. Ces nuages sont désignés génériquement par le terme stratus.  Nuages élevés (Famille A) Ils se forment au-dessus de 5 000 mètres dans la région froide de la troposphère. Ils sont classés en utilisant le préfixe cirro- ou cirrus. À cette altitude, l'eau gèle quasiment toujours : les nuages sont donc composés de cristaux de glace.  Cirrostratus (voile blanchâtre Cirrus (filaments isolés) Cirrocumulus (ciel moutonné) transparente)  Nuages moyens (Famille B) Ils se développent entre 2 000 et 5 000 mètres et sont classés en utilisant le préfixe alto-. Ils sont formés de gouttelettes d'eau. Altostratus (voile grisâtre foncé) Altocumulus  Nuages bas (Famille C) Ce sont des nuages de basses altitudes (jusqu'à 2 000 mètres) qui incluent les stratus. Lorsque ces derniers rencontrent la terre, on les appelle brouillard. Stratus (couche grise : Stratocumulus (mince) Cumulus (contours nets) voile continu)  Nuages verticaux (Famille D) Ces nuages peuvent avoir de forts courants verticaux et s'élèvent bien au-dessus de leur base. Ils se forment à différentes altitudes. Cumulonimbus (orage/grêle) Nimbostratus (mauvais temps : pluie/neige)  Autres types Quelques nuages peuvent être rencontrés dans la troposphère, stratosphère et mésosphère, comme les nuages noctulescents.  la racine latine nimbus qui signifie "pluie". On retrouve cette racine dans les mots cumulonimbus et nimbostratus qui désignent des nuages de pluie.  2.2.3. Nébulosité et opacité La nébulosité, ou couverture nuageuse, est la fraction du ciel couverte par les nuages d'un certain genre ou d'une certaine combinaison de nuages. La nébulosité totale est la fraction du ciel cachée par l'ensemble des nuages visibles. Les deux se mesurent en octas, soit le un huitième de la voûte céleste, ou en dixième ; L’opacité est la visibilité verticale à travers les nuages. Les nuages peuvent être minces et transparents comme les cirrus ou bloquer complètement la lumière.  Couleurs des nuages La diffusion de la lumière par les gouttelettes des nuages selon la théorie de Mie se fait surtout vers la direction d'où vient la lumière et dans la direction où elle va. Ainsi, la blancheur des nuages est maximale lorsque l'observateur dirige son regard dans un axe aligné avec le soleil, soit dans le dos ou devant lui. À tout autre angle, il reçoit seulement une fraction de la luminosité.  2.3. Les précipitations Les précipitations désignent des cristaux de glace ou des gouttelettes d'eau qui, ayant été soumis à des processus de condensation et d'agrégation à l'intérieur des nuages, et qui sont devenus trop lourds pour demeurer en suspension dans l'atmosphère et tombent au sol ou s'évaporent en virga avant de l'atteindre. Virga: précipitations n’atteignant pas le sol, s’évaporant en passant dans une couche d’air non saturé. Les précipitations se présentent sous deux formes : Précipitations liquides – Pluie – Bruine – Pluie verglaçante/Bruine verglaçante Précipitations solide – Neige – Neige en grains – Neige roulée – Grésil – Grêle – Granule de glace – Cristal de glace Neige en grain  2.3.1. Mécanismes de formation des précipitations Les précipitations se forment par condensation (air sursaturé). À mesure que les gouttes augmentent de diamètre, un second processus doit intervenir, la coalescence, afin d'atteindre un diamètre suffisant pour former des gouttes de pluie. Il s’agit de l'amalgamation de deux ou plusieurs gouttelettes par collision pour en former une plus grosse.  L'effet Bergeron est le plus efficace des processus de formation des gouttes de pluie ou de neige : les gouttelettes s'évaporent donc et la vapeur d'eau va se déposer sur les cristaux. Ces cristaux finiront également par tomber et entreront en coalescence avec d'autres pour former des flocons de neige. Ils captureront également par coalescence des gouttes ce qui les givrera si la température est sous zéro degré Celsius. Si la température de l'atmosphère est partout sous zéro au-dessus du sol, on aura de la neige. Par contre, si le niveau de congélation n'est pas au sol ou s'il y a des couches au-dessus du zéro en altitude, on aura une variété de types de précipitations: pluie, pluie verglaçante, grésil, etc  Types de précipitations Selon le mécanisme qui cause le mouvement vertical, on distingue : Précipitation stratiforme: qui couvre une grande étendue, qui dure longtemps mais de faible intensité, qui se produit dans les zones de basse pression et les creux et qui est associée à des nuages de types "stratus"; Ex: précipitations côtières, précipitations orographiques Précipitation convective: qui couvre des petites surfaces, qui ne dure pas mais qui est intense, qui est très localisée et produite par l'instabilité convective de l'air, et enfin qui est associée à des nuages de types "cumulus » Ex: (orages et averses - les précipitations cycloniques.)  2.3.2. Répartition des précipitations Chaque année, une masse d’eau énorme, d’un peu plus de 14 millions de tonnes par seconde, est précipitée à la surface du globe ; ce qui représente une lame annuelle uniformément répartie de l’ordre de 1 000 mm. Comme l’atmosphère terrestre ne contient en moyenne que 25 mm, le stock d’eau se renouvelle vite (environ tous les 10 jours). Trois zones arrosées et quatre bandes plus sèches sont ainsi mises en évidence. La principale zone pluvieuse est axée sur l’équateur : 1- la zone intertropicale reçoit plus de la moitié des précipitations qui tombent à la surface du globe terrestre. 2- Les deux autres bandes sont situées aux moyennes latitudes, entre les 40e et 50e parallèles : – Dans l’hémisphère Sud, plus océanique, la bande est bien continue ; – Dans l’hémisphère Nord, les grandes masses continentales rompent le dispositif zonal. 3- Les zones sèches sont représentées à la fois aux très hautes latitudes et au voisinage des tropiques : Dans les régions polaires, en dépit d’une nébulosité forte, les totaux de précipitations restent souvent médiocres par suite de faible capacité hygrométrique de l’air froid et aussi du régime de la circulation atmosphérique. Les déserts tropicaux et subtropicaux s’intercalent entre les trois bandes pluvieuses : – Dans l’hémisphère austral, ces régions sèches ne sont pas toujours de véritables déserts sur les continents ; – Dans l’ancien monde, on observe un ruban d’un seul tenant (arabo-saharien) ; En Amérique du Nord et en Asie, le schéma zonal est gravement perturbé : le dispositif est transverse ou méridien. Précipitations annuelles 250-200 mm Taux moyens de précipitations en mm Répartition des précipitations dans le nord de l'Algérie  2.3.3. Mesure des précipitations La pluviométrie est déterminée au moyen d’un pluviomètre. On mesure la hauteur (lame) de la précipitation liquide tombée en un endroit donnée en mm : 1 mm correspond à 1 litre d’eau par m2.  Une échelle à neige, est quant à elle, utilisée pour mesurer la quantité de neige au sol au moment de la lecture. Il est constitué d’un poteau de bois, gradué en centimètres, enfoncé perpendiculairement dans le sol de façon que le zéro soit au niveau du sol : 1 mm d'eau correspond à 1 cm de neige.  2.4. Les températures La température de référence est la température thermodynamique exprimée en Kelvins (K). L’échelle Kelvin est définie en assignant au point triple de l’eau pure (équilibre liquide-solide- vapeur) la température 273,16 K. Par ailleurs, pour la plupart des besoins météorologiques, la température est ramenée à l’échelle Celsius en utilisant la relation de conversion suivante : T(°C) = T(K) – 273,15  2.4.1. La distribution spatiale des températures La Latitude: La répartition des températures en surface est sensiblement zonale (fonction uniquement de la latitude) Dans les grandes lignes, les températures décroissent au fur et à mesure qu’augmente la latitude. Toutefois, la nébulosité intervient largement.  Les températures en altitude Le relief influence la variation des températures. Quoique le rayonnement solaire augmente avec l’altitude, à une augmentation d’altitude correspond en général un abaissement assez régulier de la température de l’air de l’ordre de 0,65 °C pour 100 m de dénivellation : la raréfaction de l’air a naturellement pour effet de réduire beaucoup le pouvoir d’absorption des radiations solaires par l’atmosphère.  Mesure de la température La température est mesurée au moyen d’un thermomètre. Le principe est basé sur les variations de volume des liquides soumis à des variations de température. Les modèles utilisés en météorologie sont des thermomètres à mercure ou à alcool.  Thermomètre à maximum et à minimum: Ces instruments permettent de déterminer quelle a été la température minimale et maximale depuis la dernière prise de données. La mesure est effectuée une fois par jour.  2.5. La pression atmosphérique La masse de l’atmosphère est d’environ 5 130 millions de tonnes. Elle exerce une pression appelée pression atmosphérique sur la surface de la planète. Si l’air était équiréparti tout autour de la terre, la pression atmosphérique normale au niveau de la mer serait de 1 013,25 hPa (1hPa = 1 mb).  2.5.1. Variation altitudinale Plus de 9/10 de la masse atmosphérique est concentrée au niveau de la troposphère dont la quasi-totalité de ce taux est traversé sur les premiers kilomètres. L’atmosphère se raréfiant donc vers le haut, la pression diminue avec l’altitude. 2.5.2. Variations horizontales Les températures ne sont pas réparties de façon égale selon les latitudes. Ceci traduit une différence de pression, et par là même la mobilité de l’air. Lorsque la pression enregistrée est supérieure à la normale (1 015 hPa : pression moyenne au niveau de la mer), la situation est anticyclonique. Si elle est inférieure à la normale, la situation est dépressionnaire. Exemple de champ de pression en surface A : anticyclone D : dépression  2.5.3. Mesure de la pression Le baromètre à mercure: est composé d'un tube de verre contenant du mercure et dont l'extrémité ouverte (en bas) repose dans un bassin rempli de mercure. Une échelle graduée permettant de lire la pression se trouve sur le tube de verre.  Comment fonctionne-t-il? Le principe physique du fonctionnement du baromètre est l'équilibre des forces. La colonne de mercure contenue dans le tube cherche à descendre sous l'effet de son poids. Cependant, l'air environnant pousse sur le mercure dans le bassin. La colonne de mercure cesse de bouger lorsque ces deux forces de poussée sont égales. Lorsque la pression de l'air environnant augmente, elle pousse sur le mercure dans le bassin et fait remonter une certaine quantité de mercure dans le tube de verre. De façon contraire, une baisse du mercure dans le tube sera causée par une diminution de la pression atmosphérique. En observant la hauteur de la colonne de mercure dans le tube, nous disposons donc d'une mesure de la pression de l'air.  BAROMÈTRE ANÉROÏDE Comment fonctionne-t-il? Le principe de fonctionnement de ce baromètre est simple : une boîte métallique, dans laquelle on a fait un vide partiel (absence d'air), s'écrase ou se détend selon les changements de pression atmosphérique. Les mouvements de la boîte sont amplifiés par un système de leviers relié à une aiguille qui tourne autour d'un point central. C'est ce genre de baromètre que l'on utilise dans nos maisons.  2.6. Le vent Le vent est le mouvement d’une atmosphère, masse de gaz située à la surface d'une planète. Décrit par les lois de la dynamique des fluides, il est essentiel à tous les phénomènes météorologiques. Il s’agit d’un déplacement d’air né des différences de pression existant sur un même plan horizontal. Le vent tend à établir l’équilibre de pression en vidant les anticyclones au profit des dépressions.  Ainsi la différence de température entre l’équateur et les pôles, qui cause une différence de pression, et la rotation de la Terre qui dévie le flot d'air qui s'établit entre ces régions sont à l’origine des grands flux de circulation atmosphérique.  A l’échelle locale, ce sont les différences de pression et de températures qui vont donner des circulations particulières comme les brises ou les tornades sous les orages.  2.6.1. Types de vents - En fonction de la pression 2.6.1.1. Le vent tributaire du gradient Dans le cas d’un vent tributaire d’un gradient, le déplacement de l’air dépendrait uniquement du champ de pression, sa direction serait perpendiculaire aux isobares et sa vitesse proportionnelle à l’écart de pression par unité de longueur. Ceci s’applique aux rares vents « réels », à caractère local et alternatifs de type brise (vents faibles se déplaçant sur de faibles distances). Régime de brises  Jour Nuit Brise de mer (A) et brise de terre (B)  2.6.1.2. Le vent géostrophique Le plus souvent la vitesse et la direction du vent dans les basses couches sont modifiées par le substrat continental qui introduit des forces de frottement susceptibles de freiner ou de dévier l’écoulement de l’air. Déviation des vents de surface dans l’hémisphère Nord  - En fonction de l’ampleur Vents locaux Les vents locaux sont ceux créés à la suite de paysage tels que les montagnes, la végétation, plans d'eau et ainsi de suite. Ils changent habituellement très souvent et les prévisions météorologiques les gens parlent de ce genre à la télévision tous les jours. Ils peuvent se déplacer de légère à des vents extrêmes en quelques heures seulement. De bons exemples de vents locaux sont les brises de mer et brises de terre et montagne et la vallée brises. Les vents locaux couvrent de très courtes distances.  les vents globaux Vents globaux sont très grandes masses d'air qui sont créés principalement en raison de la rotation de la terre, la forme de la terre et de la puissance de chauffage du soleil.  2.6.3. Mesure du vent Au sol, en mer et en altitude, le vent est mesuré en kilomètre par heure, en mètre par seconde ou en nœuds. La mesure directe du vent se fait dans des stations météorologiques sur la terre ferme ou en mer grâce à un anémomètre, qui en donne la vitesse, et une girouette, qui en donne la direction. On obtient par radiosondage la variation des vents avec l'altitude en suivant le mouvement d’un ballon- sonde depuis le sol. On utilise aussi des satellites météorologiques. Le vent peut également être estimé par un manche à air.  À quoi sert-il? Il a pour but de déterminer la vitesse du vent.  Comment est-il fait? possède trois coupelles en forme de demi sphères orientées dans le même sens et qui sont libres de tourner. Il y a aussi un petit écran pour nous indiquer la vitesse du vent.  Comment fonctionne-t-il? La plupart des anénomètres modernes comprennent un système électronique interne qui calcule le nombre de tours que font les coupelles pendant un temps précis. La vitesse du vent, convertie par l'ordinateur interne, apparaît alors sur l'écran. Plus le vent est fort, plus les coupelles tournent rapidement. Unités de mesure Kilomètres par heure (km/h) ou mètres par seconde (m/s).  GIROUETTE À quoi sert-elle? La girouette sert à connaître la direction du vent.  Comment est-elle faite? C'est un pointeur (généralement une flèche) qui tourne selon la direction du vent. Il est important de noter que la pointe de la flèche montre la direction d'où provient le vent. Souvent, les quatre points cardinaux sont indiqués par les lettres N, S, E et O et nous servent de repère. Manche à air  2.7. Ensoleillement L’ensoleillement est le temps pendant lequel un lieu est exposé au soleil.  L'éclairement d'un lieu est soumis à de nombreux paramètres : astronomiques (heures de lever et de coucher du soleil), topographiques, météorologiques (nuages, brouillard), naturels (végétation) ou encore humains (bâtiments...).  Les estimations climatologiques de l'ensoleillement sont importantes en agrométéorologie ou pour la mise en œuvre de production d'énergie solaire ; elles jouent également un rôle notable pour l'appréciation de l'attrait touristique d'une région. 2.7.1. Variabilité spatiotemporelle de l’ensoleillement L’ordre de grandeur pour les déserts se situe vers 10 heures, pour les régions de climat méditerranéen entre 7 et 8 heures, pour les régions équatoriales entre 5 et 6 heures, pour les pays d’Europe du Nord-Ouest entre 4 et 5 heures, et enfin moins de 3 heures pour les régions océaniques subpolaires ou polaires. Carte mondiale de l'ensoleillement Carte mondiale de l'ensoleillement Intensité des rayons solaires  Cette variabilité est notamment déterminée par la latitude. La saison y jouer aussi un effet considérable. De ces deux critères dépendent les valeurs du rayonnement. Ceci fait intervenir la durée d’illumination, mais aussi l’inclinaison qu’ont les rayons solaires en arrivant au sol. 2.7.2. Mesure de l’ensoleillement On mesure l’ensoleillement avec un héliographe. L’unité de mesure est « heures d’ensoleillement »  HÉLIOGRAPHE À quoi sert-il? – Il est utilisé pour mesurer le nombre d'heures d'ensoleillement dans une journée.  Comment est-il fait? – Une boule de cristal maintenue par un support amovible (qui peut bouger) constitue la base de l'héliographe. Derrière la boule de cristal est placé un carton sur lequel les mesures s'inscriront. L'appareil est fixé sur un support d'une hauteur approximative de 1,5 m.  Comment fonctionne-t-il? Chaque soir, après le coucher du soleil, il faut enlever le carton qui a été brûlé par les rayons du soleil ayant traversé la boule de cristal. Celle-ci agit comme une loupe en concentrant les rayons sur le carton. Le déplacement du soleil fait changer le point de convergence des rayons sur le carton, ce qui produit une ligne brûlée sur celui-ci. Si un nuage cache les rayons du soleil, il y aura sur le carton un endroit, correspondant à cette heure, qui ne sera pas brûlé. À l'aide d'une règle graduée en heures, on mesure la longueur des brûlures sur le carton. Ainsi, en additionnant le temps de toutes les sections, il est possible d'obtenir le nombre d'heures d'ensoleillement total de la journée en tenant compte de la présence ou de l'absence de nuages. Unité: heures d’ensoleillement  HÉLIOGRAPHE À CELLULES PHOTOVOLTAÏQUES À quoi sert-il? Il est utilisé pour mesurer la durée (nombre d'heures) pendant laquelle l'éclairement solaire est supérieur à un seuil fixé (environ 120 W/m2).  Comment est-il fait? Cet appareil est constitué de cellules qui possèdent la propriété de capter le rayonnement et de transmettre un signal électrique à un ordinateur.  Comment fonctionne-t-il? Le rayonnement solaire frappe les cellules de l'appareil et une mesure de la tension électrique est fournie pour calculer l'intensité de ce rayonnement. Le rayonnement doit arriver directement sur les cellules.Il ne doit y avoir aucune source d'ombre autour de l'instrument. Unités de mesure Heures d'ensoleillement 2.8 Rayonnement solaire La connaissance des rayonnements solaires est importante pour comprendre le fonctionnement des cultures car ces rayonnements vont : - être utilisés pour la photosynthèse (assimilation du gaz carbonique de l'air et fabrication de composés carbonés végétaux), - jouer un rôle important dans la régulation de la croissance et du développement des plantes (photopériodisme, photomorphogénèse), - apporter une grande part de l'énergie qui conditionne l'équilibre thermique des différentes composantes de la culture.  2.8.1. Le rayonnement solaire extraterrestre Caractérisation énergétique  Constante solaire la constante solaire est l'éclairement énergétique d'une surface perpendiculaire à la direction du Soleil, qui serait placée hors de l'atmosphère à l'équinoxe. Les valeurs proposées convergent vers 1 368 W-m~2 ; 342 W.m-2 1368 W.m-2 TERRE  où : D est la déclinaison du Soleil (formule approchée La, la latitude du lieu ; NJ, le numéro du jour de l'année. Variation annuelle des quantités d'éclairement extraterrestre Rso (en MJ.m-2.jour1) reçues par jour sur un plan horizontal pour différentes latitudes.  2.8.1.1. Caractérisation spectrale 9 % de l'éclairement solaire extraterrestre a une longueur d'onde inférieure à 400 nm (ultraviolet) et 1 % est inférieur à 290 nm, 41 % est compris entre 400 et 700 nm (c'est-à- dire dans la gamme utile à la photosynthèse, voir 4.1), 50 % est supérieur à 700 nm (proche et moyen infrarouge), avec 1 % supérieur à 4 000 nm.  2.8.2. Les rayonnements solaires reçus au sol 2.8.2.1. Le rayonnement solaire direct Rb Une première modification du rayonnement solaire est due à l'absorption sélective par les composés gazeux et par la vapeur d'eau de l'atmosphère (voir figure suivante)  2.8.2.2. Le rayonnement diffus du ciel et des nuages Rd Le rayonnement solaire direct diffusé par les molécules gazeuses, les aérosols, et des gouttelettes d'eau contribue à créer un rayonnement diffus qui va provenir de l'ensemble de la voûte du ciel. 2.8.2.3. Le rayonnement global Rs L'ensemble du rayonnement solaire direct /?b et du rayonnement diffus du ciel et nuages Rd, reçu sur un plan horizontal, constitue le rayonnement solaire global Rs. Moyenne annuelle des rayonnements solaires journaliers reçus à la surface de la Terre.  2.8.3. EFFET DE SERRE PHÉNOMÈNE NATUREL DÛ PRINCIPALEMENT À LA VAPEUR D'EAU → t° moyenne: 15°c SANS EFFET DE SERRE → t° moyenne: -18°c L'EFFET DE SERRE "PÈSE" DONC 15 +18 = 33°c L'EFFET DE SERRE EST NATUREL: C'EST UNE BÉNÉDICTION QUEL EN EST LE MÉCANISME?  BILAN RADIATIF TERRE MOYENNE ANNUELLE 100W/M2 réfléchis par l'atmosphère et les nuages 240 W/M2 340W/M2 VAPEUR D'EAU Atmosphère VAPEUR D'EAU ~100 kms 240 + 150 150W/M2 W/M2 EFFET DE SERRE* VAPEUR D'EAU 240W/M2 Sol Sol Sol Ref: M.I.T. RG Prinn; Energies * Phénomène naturel Spring 98  MATÉRIALISATIONS DU PHÉNOMÈNE NATUREL EFFET DE SERRE DÉSERTS CHAUDS LE JOUR ET FROIDS LA NUIT IL FAIT FROID EN ALTITUDE EN HIVER IL FAIT PLUS FROID PAR TEMPS CLAIR ANALOGIES: BAIES VITRÉES, SERRES À LÉGUMES…  LES GAZ À EFFET DE SERRE G.E.S. ILS ACCROISSENT L'EFFET DE SERRE GAZ CARBONIQUE (CO2) MÉTHANE (CH4) OXYDES D'AZOTE (NOX, surtout protoxyde N2O) HALOCARBURES (FxCy, HxFyCz...) OZONE (O3) Mémo: SO2 n’est pas un G.E.S; pluies acides  ORIGINES DES G.E.S NATURELLES: – Règnes végétal et animal – Éruptions volcaniques ARTIFICIELLES (anthropiques): – Agriculture, Élevage –Combustibles fossiles carbonés  BILAN RADIATIF TERRE AVEC EFFET DE SERRE ACCRU 100W/M2 réfléchis par l'atmosphère et les nuages 240 W/M2 340W/M2 VAPEUR D'EAU Gaz à Effet de Serre Atmosphère 240+150+3 VAPEUR D'EAU ~100 kms 150W/M2 + 3 W/M2 Gaz à Effet de Serre EFFET DE 240W/M2 SERRE VAPEUR D'EAU Sol Sol Sol 15°c + ~ 0,6°c Forçage Ref: M.I.T. RG Prinn; radiatif Énergies Spring 98 3 W/M2 ÉVOLUTION DE LA CONCENTRATION EN CO2 DANS L’ATMOSPHÈRE ETCODE LA TEMPÉRATURE À LA SURFACE DE LA TERRE (ppmv ) 2 ΔTemp. en °C 360 Aujourd’hui 11 360 ppm 10 CO 2 (ppmv ) D T(°C ) 9 340 8 7 320 6 ? 5 300 4 3 280 2 1 260 0 -1 -2 240 -3 -4 220 -5 -6 200 -7 -8 180 -9 -160 000 -140 000 -120 000 -100 000 -80 000 -60 000 -40 000 -20 000 2000 Temps 1998 Source : CEA (AT-V4) 21-01 21-01  ANOMALIE DES TEMPÉRATURES °c 2,5 2100 (GIEC) Source: OMM (Nouvel Obs 06/01/00) 2 1,5 1 + 0,6°c au 20è siècle 2050 (GIEC) 0,5 1998 0 Tendance -0,5 -1 Ans 1000 1200 1400 1600 1800 1900 2000 J. Frot  CONSOMMATION D’ÉNERGIE (depuis la révolution industrielle) MONDE La consommation mondiale d’énergie a été multipliée par environ 100 en 150 ans  CONSOMMATIONS D'ÉNERGIES (MONDE 2002) ~ 10 Gtep/an dont ~80% d’énergies fossiles carbonées Autres Renouv Hydraulique 2,2% 11,3% 6,70% Nucléaire Charbon 23,1% 35,8%Pétrole 20,9% Gaz nat Source: AIE key world energy stat. 2004 p37)  GAZ CARBONIQUE DANS L'ATMOSPHÈRE (Volume: parties volume par million ) 900 ppmv C02 800 800 700 600 500 500 425 323 370 400 277 280 283 286 290 293 297 303 310 300 200 100 0 50 75 00 25 50 75 00 25 50 75 00 25 50 75 17 17 18 18 18 18 19 19 19 19 20 20 20 20 années  CONSOMMATION MONDIALE D'ÉNERGIE (tep/hab/an 2002) ~10 Gtep/an* * Y compris Renouvelables et déchets 9 8 8 7 Nous, les riches, gaspillons l’énergie 6 5 4,3 4,1 3,8 4 3,2 3 Eux, les pauvres, sont 1,65 avides d’énergie 2 1 1 0,5 0 USA FR GB J CEI MONDE CHI INDE Source: AIE key world energy statistics 2004 FUTUR DE LA CONSOMMATION MONDIALE D'ÉNERGIE (Gtep) 35 HYP MAXI JF 30 HYP MOYENNE Houston 98 25 HYP BASSE 20 15 10 5 0 1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010 2020 2030 2040 2050 1998: 20% DE LA POPULATION MONDIALE CONSOMMENT 60% DE L'ÉNERGIE; 2 MILLIARDS D’HOMMES N’ONT PAS L’ÉLECTRICITÉ 2.8.4. Transfert Thermique  Conduction AÏe, ça devient de plus en plus chaud! Pas de déplacement de matière  Convection Déplacement de matière dû à une différence de densité  Rayonnement A distance qu’il y ait ou non de la matière 3. Le cycle de l’eau et le bilan hydrologique Cycle Définition, Réservoirs, Flux Ordres de grandeurs Bilan hydrologique Établissement d’un bilan hydrologique Exemples d’application  1. Le cycle de l’eau Cycle de l’eau = Mouvement de l ’eau sur Terre ATMOSPHERE Cycle fermé vision simplifiée = Changements d’état MASSES OCEAN CONTINENTALES Dans la réalité = Parcours non stéréotypé sans début ni fin : Cycle de l’eau = Cheminement aux embranchements multiples / les mécanismes régissant le cycle hydrologique ne surviennent pas seulement les uns à la suite des autres, mais sont aussi concomitants 2. La répartition de l’eau A l’échelle du globe : Réservoirs d’eau Les océans occupent 70% de la surface du globe et représentent env. 97% de la masse d’eau de la Biosphère ! OdG Principaux réservoirs d’eau – Océans : 97 % - Eau douce : 3% Glacier : 58 à 75 % Stock souterrain : 30.8 à 56 % Eau libre (lac, cours d’eau) < 1% - Atmosphère (vapeur) : infime partie Les 3% de masse d’eau restants sont sous forme de glace, neige, eaux profondes, eaux souterraines, eau courante. La part représentée par la vapeur d’eau de l’atmosphère y est négligeable.  La répartition de l’eau L’eau séjourne + ou - longtemps dans chaque réservoir : Sa vitesse de renouvellement conduit à la notion de Temps de séjour = Volume du réservoir / Flux entrant ou sortant [Ce temps de séjour vaut entre 0.03 an pour l’atmosphère et est > 8200 ans pour les nappes souterraines]  La répartition de l’eau Le cycle de l’eau ne concerne qu’une très faible partie du volume total de l’eau sur Terre : Stock d’eau mondial = 1 460 000 *1012 m3 Pluie moyenne de 1 m sur toute la surface du globe en 1 an = 511 * 10 12 m3 -> soit 0.035% qui conditionne la vie à la surface du globe Le cycle de l’eau se définit à l’échelle du globe ATMOSPHERE 36 *1012m3/an 434 398 71 107 OCEAN MASSES 36 CONTINENTALES Rem : (398+107) *1012= 505 *1012mm de pluie ok ! Ordre de grandeur des flux échangés entre les compartiments Flux variables dans l’espace : ex R/P (Australie) ≈ 10%, R/P(Europe)≈43% Flux sur les océans : E>P, bilan équilibré par les écoulements des continents  Le cycle de l’eau Pour conclure, sur le cycle hydrologique : Importance de l’estimation des temps de séjour et de renouvellement (en cas de pollution par exemple) Importance de l’estimation des flux (connaître les flux évaporés pour étudier la faisabilité de construction de réservoirs d’eau par exemple) Attention : le cycle hydrologique peut être influencé à des degrés divers par les activités humaines : la construction de réservoirs, le transport de l'eau pour des besoins industriels, le captage des eaux phréatiques, l'irrigation, le drainage, la correction des cours d'eau, l'utilisation agricole des sols, l'urbanisation, les pluies provoquées, etc., sont des exemples d’interventions humaines sur le cycle de l’eau pour lesquelles il est nécessaire d’évaluer l’impact. Le cycle de l’eau et le bilan hydrologique Cycle Définition, Réservoirs, Flux Ordres de grandeurs Bilan hydrologique Établissement d’un bilan hydrologique Exemples d’application  Le bilan hydrique Illustration Ruissellement de surface - Echelle des lois / Echelle HYDROLOGIE = science physique pour laquelle d ’appréhension du milieu la connaissance du milieu est LIMITEE La méthode « expérimentale » en hydrologie n’est jamais possible car on ne maîtrise jamais l’ensemble des paramètres du cycle de l’eau et ce quelque soit l’échelle (même très fine) BVNE = tt petit bv instrumenté où sont effectuées des recherches en hydrologie => on utilise des modèles simplifiés ou des concepts BILAN HYDROLOGIQUE = un de ces modèles simplifiés = la conservation de la masse pour un système donné - Le système et les échelles spatiales ? En général le bassin versant, une zone géographique, la parcelle ou l ’unité hydrologique, le versant, le bassin versant, le bassin hydrographique, le continent... - Les échelles temporelles ? L’année, la saison, un mois, durée d’un événement pluvieux,…  Le bilan hydrique Equation du bilan hydrique/hydrologique sur un intervalle de temps = année hydrologique équation de continuité L’année hydrologique débute à la fin de l’été hydrologique lorsque la végétation a épuisé toutes les réserves en eau de la zone racinaire Ru=0 Apport d’une substance Excédent ou d ’une énergie SYSTEME s ’écoulant par SE SS l ’EXUTOIRE (grandeur qui se Variation de Stock conserve dans le temps) Pluie, Ruissellement, Ruissellement, Contenu en eau du BV, Écoulement dans les Écoulement dans volume d’un tronçon de cours d’eau… les cours d’eau, rivière, volume d ’une Evaporation… nappe, d ’un lac, humidité du sol… Volumessurunepériodedonnée Stock = SE -SS Valeurs moyennes : Stock / t = QE -QS Flux instantanés : dStock / dt = QE -QS  Le bilan hydrique = Équation du bilan hydrologique pour une unité d’espace sur une période donnée P = Précipitations R = Ruissellement (liquide et solide) Unité d’espace de surface et [mm] P Variation de stock R + ET écoulements souterrains [mm] ET = évaporation et Déficit d’écoulement ou Variation des réserves en eau évapotranspiration [mm] P = R + ET + S Variation du contenu en eau de la zone racinaire (eau disponible pour les plantes, Réserve hydrique = Ru) Variation de contenu en eau de la zone sub-surfacique et souterraine (eau que l’on pourra retrouver dans les écoulements à l’exutoire, Réserve hydrologique = Rh) Cette formule est valable pour n’importe quels pas de temps et d’espace.  Le bilan hydrique = Equation du bilan hydrique/hydrologique sur un intervalle de temps équation de continuité année hydrologique P = Précipitations R = Ruissellement (liquide et solide) SYSTEME de surface et [mm] P+S Variation de Stock R + ET+S écoulements S = Ressources souterrains à disponibles à la fin l’exutoire [mm] de la période Déficit d’écoulement [mm] relatif ET = évaporation et précédente (eaux à un intervalle de temps donné évapotranspiration souterrains, [mm] humidité du sol, P + S = R + ET + S + S S = Ressources neige…) [mm] accumulées à la fin de la période Mesures / observations / formules étudiée [mm] empiriques L'application de la méthode du bilan hydrologique est limitée par la difficulté de quantifier les variables ( processus hydrologiques difficiles à observer directement + répercussions des erreurs de mesure ).  Le bilan hydrique = Équation du bilan hydrique à l’échelle d’une parcelle sur une période donnée P ET P = Précipitations I = Infiltration en (liquide et solide) [mm] dessous de la zone racinaire [mm] ET = évaporation et évapotranspiration Ru = S : le stock [mm] d’eau de la zone racinaire varie I : alimente Rh R négligé Ru P = I + ET + Ru I La zone est une plante ou une parcelle.  Le bilan hydrique Mesure ET précipitations P Noté Q Mesure humidité du sol (Ru) D (vers Rh) Schéma d'une case lysimétrique (Laborde, 1995) Bilan hydrique : P -D-Q- Ru = ET Le bilan hydrique Bac d ’évaporation = sorte de modèle réduit du lac, paramètres climatiques bac = ceux du lac : Evap. (lac) = Cbac * Evap. (bac) en 1ière approx. avec Cbac = coef. correction Bilan Hydrique : Cf. TD En volumes d ’eau pour Dt : Evap. (bac) = SEntrant - SSortant – DS DS = variation du stock d’eau dans le bac pendant Dt  Le bilan hydrique - Conclusion Limites d’applications du bilan hydrologique : Les résultats de calculs de bilan sont dépendants du pas de temps choisi ! Attention de bien choisir le pas de temps / aux objectifs de l’étude La valeur de chacun des termes du bilan est dépendante des autres termes ⇒ Évaluation de l’erreur ou de l’incertitude sur chacun des termes quasi impossible ⇒ Attention aux grossières erreurs d’interprétation ! L'application de la méthode du bilan hydrique est limitée par la difficulté de quantifier les variables ( processus hydrologiques difficiles à observer directement + répercussions des erreurs de mesure ). 4. La Synthèse climatique  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.  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 : les indices climatiques globaux les indices climatiques de production.  1. Les indices climatiques globaux Combinent généralement des données climatiques moyennes calculées à partir de séries climatologiques correspondant à un poste d'observation. 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…). 2. 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 le croissance des plantes (T, P, durée du jour, rayonnement global, évapotranspiration…). 2.1. Indices de Gaussen et Bagnouls (1952) 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.  Principe 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).  T°c P (mm) 40.0 80.0 35.0 70.0 30.0 60.0 25.0 50.0 période sèche 20.0 40.0 15.0 30.0 10.0 20.0 5.0 10.0 0.0 0.0 Température(°C) Précipitation(mm)  2.2. Quotient pluviothermique d'Emberger (1932) 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).  il est plus particulièrement adapté aux régions méditerranéennes 𝟑, 𝟒𝟑 × 𝑷 𝑸𝟐 = (𝑴 − 𝐦) Avec : P : précipitations moyennes annuelles en mm. M: moyenne des maxima du mois le plus chaud en °C. m: moyenne des minima du mois le plus froid en °C.  Notre Q3 est de 3.42, Ouargla est située dans l’étage saharien à hiver doux.