Les sols d’apport alluvial (Fluvisols)

Les sols d’apport alluvial (Fluvisols)

CLIMAT ET BIOCLIMAT MÉDITERRANÉENS

NOTION DE CLIMAT ET DE TEMPS

La notion de climat est assez difficile à définir et il faut faire une distinction entre météorologie et climatologie :
• Le climat est une description statistique en termes de moyenne et de variabilité des variables météorologiques, sur une longue période (souvent une trentaine d’années) (GIEC, 2007). Ces variables correspondent aux paramètres physiques de l’atmosphère. Ceux-ci sont déterminés par les échanges entre les différents éléments du système climatique (atmosphère, biosphère, géosphère, océan), le moteur énergétique principal de cette machine étant le rayonnement solaire (FOUCAULT, 2007). La climatologie est l’étude des échanges énergétiques et hydriques entre la surface de la terre et l’atmosphère (climatologie physique) combinée avec la fréquence et la succession d’évènements météorologiques (climatologie statistique et climatologie dynamique), dont l’action influence directement ou indirectement l’existence des êtres qui y sont soumis (climatologie appliquée surtout bioclimatologie) (HUFTY, 2001).
• Le temps renvoie aux conditions météorologiques d’une seule journée. Les météorologistes définissent le temps par l’ensemble des valeurs des éléments atmosphériques qui caractérisent à un moment et en un lieu donné l’état de l’atmosphère (HALIMI, 1980). En observant les temps journaliers pendant de longues périodes, on aboutit à la notion de climat local, qui est donc la somme des temps journaliers pendant l’année (HUFTY, 2001).
En se basant sur les facteurs majeurs du climat (Précipitations et Températures) Wladimir Peter KÖPPEN (in HUFTY, 2001) a procédé à la répartition des principaux climats à l’échelle mondiale (Figure 2.1)
– Répartition des principaux climats de KÖPPEN (Figure 2. 1.).
Af et Am : Intertropicaux chaux et humides toute l’année, dans les cuvettes équatoriales de l’Amazonie et du Congo, dans l’Insulinde et le long des côtes frappées par l’alizé de l’Amérique centrale, du Brésil, de l’Ouest africain, de la Birmanie à l’Indonésie, du Dekkan occidental et des Philippines. La lettre (m) indique une courte saison sèche.
Aw : tropicaux chauds à saison humide estivale très répandus en Amérique latine et en Afrique entre les tropiques, et débordent sur le Dekkan, la péninsule indochinoise de le nord de l’Australie.
BS : steppiques : ils encerclent tous les déserts du monde et assurent la transition avec les régions plus humides. Du nord marocain au Sud de l’Afghanistan, on passant par la Tunisie et la Syrie, on a des pluies d’hiver c’est-à-dire type méditerranéen, qu’on retrouve en Californie. A l’est de la Caspienne et du désert nord-américain, les pluies se décalent vers le printemps ou l’été. Le nord du Sahel, le Yémen et le nord-ouest de l’Inde ont des pluies d’été. BW : désertiques chauds ou froids, à pluies très faibles. D’abord des grands ensembles aux voisinages des tropiques : du Sahara au Thar, débordant sur la cote de la Somalie, dans le centre de l’Australie, dans le Sud-ouest africain, et le long d’une diagonale sud-américaine, de la cote péruvienne au sud de l’argentine. Ensuite des déserts plus localisés dont les principaux sont le grand bassin américain, le plateau mexicain, le Turkestan, le Tarim et le Gobi. Cs : climats méditerranéens a été chaud et aride alors que le reste de l’année est pluvieux et moins chaud. Ils sont situé sur les façades ouest des continents, entre les 35e et 40e parallèles, depuis les rivages de la méditerranée prolongés par les chaines qui vont buter sur l’Himalaya jusqu’aux pointes sud-ouest de l’Australie et de l’Afrique du Sud et les bandes le long de la côte pacifique du Chili et des États-Unis.
Cfa : climats subtropicaux a été chaud et pluvieux, a hiver doux et humide. Ils s’occupent les coins sud-est des continents, autour du 30e parallèle : sud-est des Etats-Unis, Chine, Japon, Australie, bassin inférieur du Riode la Plata, pointe de l’Afrique australe. Cfb : climats tempérés océaniques humides toute l’année : ils s’étendent sur la plus grande partie de la péninsule européenne entre les Pyrénées et la Pologne ou la mer Noire. Ils sont peu répandus dans les autres continents : on peut citer les cotes le long du Pacifique au Canada et au sud du Chili, l’Australie du sud-est et la Nouvelle-Zélande.
Cw : climats subtropicaux de mousson ou d’altitude entre les tropiques avec un hiver sec et des pluies d’été : ils se rencontrent surtout au nord de l’Inde à l’arrière-pays indochinois ou chinois, sur les plateaux de l’Afrique australe et orientale, au Mexique, le long des Andes et au sud du Matto Grosso brésilien.
Dfa ou b : climats tempérés continentaux, avec des pluies chaudes d’été et neiges d’hiver : c’est la forêt mixte canadienne entre les Prairies et les Maritimes et la forêt russe qui couvre tout le centre du pays et se prolonge en Sibérie, au nord de la steppe.
Figure 2. 1 – Carte de la répartition des principaux climats de KÖPPEN (Source : HUFTY, 2001)
Dfc : climat continental froid avec la forêt de conifères, un été très bref et humide et un hiver long et faiblement enneigé. Il traverse tout le continent nord-américain, de l’Alaska à Terre Neuve ; on le retrouve dans l’Eurasie entre les latitudes 60 et 70° nord, descendant jusqu’au 50e parallèle sur le Kamtchatka.
Dw (a, b, c) : climat continental du nord-est de l’Asie, très sec et froid en hiver. ET : climat polaire de Toundra ; l’été est très court et l’hiver long et très froid, inférieur à -6,5°C. Il se rencontre sur les bordures septentrionales généralement au-delà du cercle polaire, mais il descend au sud, au 59e parallèle sur le Québec-Labrador.
Em : climat polaire maritime : l’hiver est moins froid que le précédent, supérieur à -6,5°C, avec une amplitude annuelle de température inférieure à 17°C. Il peut pleuvoir ou neiger toute l’année et la nébulosité est très grande sur le Pacifique nord, entre les parallèles 50 et 60, sur l’Atlantique nord, de Terre-Neuve au nord de la Scandinavie, et, dans l’hémisphère austral, un cercle continu entre les 50e et 60e parallèles. On le rencontre également dans toutes les hautes montagnes chaudes du monde, au-dessus de 3 000 m.
Ef : climat arctique et antarctique avec gel quasi permanant. C’est le climat des Inlandsis et des hautes montagnes du globe, plus de 5 000 m, dans la région équatoriale.

LE CLIMAT MÉDITERRANÉEN

Au centre de la diversité climatique mondiale décrite précédemment, BETHEMONT (2001) cite que la méditerranée est perçue à l’extérieur comme un milieu fortement unifié, doté d’un climat serein. C’est donc par le climat qu’il est proposé de définir, puis de délimiter la région méditerranéenne. Cependant, le climat méditerranéen n’est pas homogène sur toute l’étendue de l’aire qu’il recouvre; c’est un complexe dans lequel des formes climatiques variées peuvent être reconnues (DAGET, 1977).

Circulation atmosphérique – Dépressions et vents régionaux en Méditerranée

Ce climat est le fruit de deux grands mécanismes synoptiques, conjugués à la présence d’une masse maritime et de chaines montagneuses. Comme tous les autres domaines méditerranéens, l’aire méditerranéenne européenne est sous l’influence dominante d’un anticyclone dynamique subtropicale qui est actif en surface comme en altitude (Figure 2. 2). Cet anticyclone des Açores, pour la méditerranée se déplace vers les latitudes tempérées en été, et il constitue un bouclier de protection contre les perturbations des flux d’ouest qui le contournent par le nord (BETHEMONT, 2001).Plus à l’est, en méditerranée centrale, cet anticyclone laisse souvent la place à un marais barométrique tout aussi inhibiteur pour les précipitations. Enfin, l’effet des moussons asiatiques peut se faire sentir et des pluies importantes sont alors recueillies sur les sources du Nil ou dans le sud de la péninsule Arabique. Mais les rivages méditerranéens reste à l’écart de ces flux humides (BETHEMONT, 2001).A partir de l’automne, les cellules de hautes pressions se positionnent au sud du bassin, les temps calmes se font plus rares (CHAABANE, 2010). En hiver, l’anticyclone se retire vers le Sud. La méditerranée semble alors moins protégée des courants perturbés tempérés d’ouest. Cependant, plus de 80 % des perturbations pluviogènes naissent en méditerranée. Elles sont associées à des aires dépressionnaires, au nombre de quatre se situent principalement sous le vent de l’Atlas, sous le vent des Alpes dans le golf de Gênes, au large de la Grèce et sur l’ile de Chypre (BETHEMONT, 2001).
Les déplacements des perturbations associées à ces petites dépressions sont irréguliers. Elles se déplacent plutôt vers l’est, mais il n’est pas rare qu’elles glissent vers le nord, ou qu’elles retournent même vers l’ouest. Ces retours d’est donnent souvent de très fortes pluies sur les rives nord de la Méditerranée (BETHEMONT, 2001). L’air froid atteint plus rarement le littoral nord de l’Afrique, ce qui explique la diminution progressive des pluies et l’augmentation de la saison sèche du nord vers le sud (CHAABANE, 2010).

 Principaux traits du climat méditerranéen

Les régions méditerranéennes sont parcourues en hiver par les cyclones du front polaire et envahies en été par les hautes pressions subtropicales (DEMANGEOT, 1986). Les cyclones du front polaire apportent froid et humidité alors que les pressions subtropicales font remonter de l’air chaud et sec. Deux saisons contrastées se dessinent alors, une saison estivale chaude et sèche, puis une saison hivernale fraiche à froide et pluvieuse. L’automne et le printemps sont des saisons de transition.II en résulte que le climat méditerranéen, ou plutôt les climats méditerranéens, sont des climats instables du fait des effets marquants et contrastés de ces deux types de masse d’air ; la mer Méditerranée n’exerce en définitive qu’un rôle régulateur assez limité. Cette variabilité et cette instabilité se manifestent aussi bien au niveau des températures et de la pluviométrie
qu’au niveau des vents (SKOURI, 1994).

Températures

C’est un paramètre essentiel qui conditionne toutes les activités physiologiques et les réactions chimiques. La température de l’air dépend du rayonnement solaire, de la pression de l’atmosphère, de sa composition en gaz (LEBOURGEOIS, 2010). Elle varie considérablement en fonction de la latitude, de l’altitude et de la continentalité. Ainsi, au niveau du bassin méditerranéen, la température moyenne annuelle peut varier de 7°C à près de 30°C ; la moyenne des minima quotidiens du mois le plus froid (janvier) peut varier de -15°C à +15°C ; et la moyenne des maxima du mois le plus chaud (juillet) peut varier de 15°C à de 45°C (LE HOUÉROU, 1991). II va sans dire que ces moyennes peuvent masquer des variations inter-journalières ou interannuelles très importantes qui peuvent occasionner des dégâts aux cultures et à la végétation en général (gel en hiver et sirocco en été) (SKOURI, 1994).

Pluviométrie

Les amplitudes de la variation dans l’espace et dans le temps de la pluviométrie sont encore plus accentuées que celle des températures (SKOURI, 1994). En effet, si l’on considère le bassin méditerranéen dans son ensemble, BETHEMONT (2001), mentionne que la hauteur d’eau précipitée n’est pas un critère d’unité en Méditerranée. Elle varie entre 250 mm, sur les marges désertiques, et 2 500 mm, sur les plus hauts sommets.
Selon CHAABANE (2010), ces précipitations se produisent surtout sous forme d’averses, courtes et violentes, et principalement en saison froide, sauf pour le nord-ouest du bassin où l’automne et parfois le printemps est plus arrosés que l’hiver. Ainsi, la neige est moins fréquente sur les reliefs méditerranéens d’altitude modeste.Par ailleurs, Le nombre de jours de pluie par an est en moyenne de 50 à 100 jours, irrégulièrement répartis au cours de l’année. La sécheresse estivale peut durer plusieurs mois (SKOURI, 1994). C’est la période de l’année où l’humidité relative de l’air est la plus faible (inférieure à 70 %) et le ciel peu nuageux. L’insolation est donc importante et le ciel souvent lumineux (CHAABANE, 2010). Ainsi, le régime des pluies est non seulement agressif pour le milieu naturel, mais limite aussi presque partout, surtout en été, les possibilités de l’agriculture pluviale (SKOURI, 1994).

VARIABILITÉ DU CLIMAT MÉDITERRANÉEN

La variabilité du climat constitue un des facteurs déterminants dans le fonctionnement des écosystèmes méditerranéens. La variabilité de la pluviosité, exprimée le plus souvent par le coefficient de variation. En règle général, plus l’étage bioclimatique est aride plus le coefficient de variation est important. Cette variabilité connaît des différences en relation avec les types de climat et les situations géographiques.
Afin de bien comprendre la variabilité climatique du pourtour méditerranéen, il est intéressant de donner un aperçu sur les hypothèses et les réflexions relatives à l’origine de cette variabilité.

Hypothèses et réflexions sur l’origine de la variabilité climatique dans le bassin méditerranéen.

ENSO

Le sigle ENSO signifie « El Niño – Southern Oscillation ». Selon différentes études notamment celles de PLANTON (1997) ; GIEC (2007) ; OMM (2012 ; 2014). Le phénomène El Niño, représente un courant marin chaud qui se manifeste périodiquement le long de la côte de l’Équateur et du Pérou, perturbant la pêche locale. Il a depuis lors été associé à une vaste zone de réchauffement située dans la partie tropicale de l’océan Pacifique, à l’est de la ligne de changement de jour. Cet événement océanique est lié à une fluctuation du régime de pression en surface dans les zones tropicales et subtropicales, dénommée oscillation australe.
Le phénomène résultant de la combinaison de ces deux événements, qui se produit à des échelles de temps de 2 à 7 ans environ, est généralement connu sous le nom d’El Niño-oscillation australe (ENSO). Il est souvent mesuré par la différence de pression en surface entre Darwin et Tahiti et par les valeurs de la température de la mer en surface au centre et à l’est du Pacifique équatorial. Lors d’un épisode ENSO, les alizés dominants faiblissent, réduisant les remontées d’eau froide et modifiant les courants océaniques de telle sorte que la température de la mer en surface augmente, ce qui a pour effet d’affaiblir encore plus les alizés. Ce phénomène exerce une grande influence sur le vent, la température de la mer en surface et les précipitations dans la partie tropicale du Pacifique. Il a également des répercussions climatiques dans toute la région du Pacifique et dans d’autres régions du monde, par ses effets sur les télé-connexions mondiales (Figure 2. 3).La phase froide du phénomène ENSO est appelée La Niña. Un événement « La Niña » est exactement l’opposé d’un événement «El Niño», et se traduit donc par des températures de surface océanique plus froides que la normale dans le Pacifique équatorial et central.
Il s’agit toutefois d’un événement moins fréquent que ne l’est « El Niño », avec un intervalle entre deux événements consécutifs compris entre 0 et 15 ans sur le dernier siècle. Les températures au-dessus du domaine méditerranéen, à l’ouest de 20°E, sont généralement plus froides que la normale entre les mois de février et de mai suivant un événement «La Niña» (PLANTON, 1997).
Les études statistiques conduites par deux chercheurs américains, HALPERT et ROPELEWSKI (1992) ont mis en évidence une relation statistique entre les événements de type « La Niña » et les températures de fin d’hiver et de début du printemps au-dessus de la Méditerranée occidentale. Ce qui permet de supposer la présence d’un lien possible entre l’ENSO et la région méditerranéenne.

 Mousson indienne

PLANTON (1997), cite que deux scientifiques britanniques, RODWELL et HOSKINS (1996),ont suggéré un mécanisme liant la mousson indienne et l’assèchement estival de la région méditerranéenne. La subsidence au-dessus de la Méditerranée orientale, pourraient être induite par les modifications de circulation atmosphériques pilotées par une ascendance au-dessus de l’Inde. Or une subsidence limite le développement de l’activité orageuse et pourrait donc expliquer l’assèchement que connaît le bassin méditerranéen en été.Il s’agirait d’un mécanisme complexe faisant aussi jouer un rôle au relief (en l’occurrence celui de l’Atlas) qui contribuerait à déterminer le centre de la zone de subsidence. Ce phénomène pourrait aussi être amplifié par le mécanisme de désertification de Charney. Ce dernier qui proposait en 1976 une hypothèse explicative à la sécheresse subie par la région du Sahel. Le postulat de base est qu’une réduction de la couverture végétale entraîne une augmentation de la part du rayonnement solaire réfléchie par la surface du sol (albédo). Il s’ensuit un refroidissement de la basse atmosphère qui entraîne une subsidence, une réduction des pluies et donc … de la végétation. Il s’agit donc d’un mécanisme à rétroaction positive qui aurait pu expliquer la désertification de la région sur une période de plusieurs années. (PLANTON, 1997).

Relation entre les précipitations et l’indice de l’oscillation nord-Atlantique (ONA)

En dehors des hypothèses présentées ci-dessus sur l’origine de la variabilité, il existe une relation étroite l’un des paramètres important du climat, il s’agit bien des précipitations et l’indice de l’ONA qui est défini comme étant la différence entre les anomalies de pressions normalisées à Lisbonne (Portugal) et de Reykjavik (Islande). Quand cet indice est positif, la différence de pression est maximale ; un indice négatif correspond au contraire à un anticyclone des Açores et à une dépression islandaise faible. Ces deux états de l’ONA correspondent aux deux grands types de climats hivernaux. Un indice ONA positif se manifeste par des vents forts et rapides d’ouest-sud-ouest balayant l’océan Atlantique (GUILLEMOT, 2000) ; il engendre des tempêtes et des précipitations fréquentes sur le nord de l’Europe et des sécheresses sur l’Afrique du Nord. Quand l’indice ONA est négatif, ces effets sont inversés (Figure 2. 4).Avec une différence de pression réduite entre le Portugal et l’Islande, les vents d’ouest sont faibles et les perturbations passent plus au sud, apportant des pluies sur les régions méditerranéennes. L’ONA étend son influence sur l’Afrique du Nord et sur d’autres régions du monde, l’Europe par exemple ; il est intéressant d’étudier la relation entre l’ONA et la pluviométrie pour faire le point sur la nature de la liaison qui peut exister sur l’ouest algérien. L’ONA est considérée comme un facteur explicatif du climat des régions méditerranéennes et de l’Europe (WANNER, 1999). L’étude menée par KETROUCI et al., (2003) sur la relation entre cet indice et la pluviométrie de l’ouest algérien, a montré l’existence d’une corrélation significative (test de Student) entre l’ONA et la pluviométrie annuelle.Cette relation significative peut expliquer en partie l’évolution du régime pluviométrique. Mais, la variabilité de la pluviométrie n’est pas expliquée uniquement par ce facteur. Elle est influencée par d’autres indices climatiques.

Variabilité interannuelle et inter-décennale

Dans ce contexte, le centre national de recherches météorologiques de Toulouse a mis en évidence la variabilité interannuelle du climat méditerranéen en se basant sur les différences de températures et de précipitations entre les périodes 1951-1980 et 1981-1990, qui figurent dans le rapport de l’ECSN (European Climate Support Network) le réseau européen de support sur le climat, est un programme qui dépend d’Eumet-net, le réseau de dix-huit services météorologiques d’Europe. Il a pour but d’organiser une coopération accrue entre ses pays membres dans le domaine du climat et des activités qui lui sont liées.Au niveau des températures, les données de l’ECSN montrent entre les deux périodes un léger réchauffement de la partie occidentale du bassin méditerranéen (plus important en été et en automne) et un léger refroidissement de la partie orientale (davantage marqué en automne et en hiver). Alors que le réchauffement pour le globe entre les mêmes périodes est de l’ordre de 1 à 2 dixièmes de degré, pour le nord de l’Espagne et le sud de la Tunisie il atteint environ 5 dixièmes de degré quant au refroidissement oriental, il est centré sur Turquie avec 3 dixièmes de degré (PLANTON & BESSEMOULIN, 2000).Les années 1991 et 1992 marquent une rupture dans la tendance générale comme à l’échelle globale, le refroidissement relatif constaté a pu être attribué à une conséquence de l’éruption de Pénatubo (Philippines) à la dispersion des aérosols volcaniques par la circulation générale dans l’atmosphère (PLANTON & BESSEMOULIN, 2000).Au niveau des précipitations, le rapport de l’ECSN fait apparaitre (jusqu’en 1990) une réduction sur l’ensemble du bassin à l’exception de la Tunisie et de l’extrême nord de l’Algérie, maximale en hiver près du détroit de Gibraltar dans le golf de Gênes, à l’ouest de la Grèce et au sud de la Turquie (TASSIN, 2012). Mais cette tendance de la variabilité inter décennale recouvre une variabilité interannuelle importante, une fois sur deux, la variabilité d’une année à l’autre est en effet voisine de 10 % (PLANTON & BESSEMOULIN, 2000). Et localement elle peut être beaucoup plus forte. Des études relativement récentes parfois à haute définition spatio-temporelle, permettent aujourd’hui aux climatologues de mieux quantifier la variabilité interannuelle (TASSIN, 2012).

ÉVOLUTION DU CLIMAT MÉDITERRANÉEN

Changement climatique et son évolution au cours du temps

Le climat change naturellement, cette variabilité correspond aux changements naturels du climat, à des échelles de temps annuelles et décennales (températures, précipitations, etc.), allant jusqu’au millénaire et au million d’années (modifications de l’orbite terrestre, activité solaire, éruptions volcaniques). Cette variabilité du climat correspond au fait que l’on peut observer des années plus ou moins chaudes ou sèches (DUBREUIL & PLANCHON, 2008). Le changement climatique désigne des changements à long terme des valeurs moyennes, accentués par les activités humaines (GIEC, 2007).
Selon BEAULIEU & ANDRIEU-PONEL (2008), si on remonte aux temps géologiques, la terre a connu des climats beaucoup plus chauds qu’aujourd’hui, mais le climat global s’est progressivement refroidi au cours du Tertiaire, depuis l’Eocène, il y a 50 millions d’années (Ma), pour des raisons qui tiennent à la dérive des continents. Le Tertiaire a été la période de la surrection des Alpes, de la fragmentation de l’ancienne Thétis et de la mise en place des contours actuels du bassin méditerranéen.
SUC et al. (1995), situent vers – 3,5 Ma l’installation en région méditerranéenne Nord-occidentale d’une première phase de sécheresse estivale, corrélée avec la première extension glaciaire arctique. Des phases plus xériques se succèdent ensuite à partir de – 2, 6 Ma se relayent avec les glaciations Plio-Pléistocènes.
Il y a 1,77 Ma que commence l’ère quaternaire (ou Pléistocène) qui, outre l’émergence de l’Homme, est caractérisée par sa grande instabilité climatique marquée par l’alternance de périodes glaciaires extrêmement froides et d’interglaciaires au climat tempéré analogue à celui que nous connaissons actuellement. L’abaissement progressif des températures terrestres est largement lié à la tectonique des plaques : le déplacement vers le pôle Sud du continent antarctique a conduit, dès le Tertiaire, à une accumulation de glace sur ses montagnes, au refroidissement des mers périphériques et au transfert de ce froid sur l’ensemble du globe par la circulation thermo haline (BEAULIEU & ANDRIEU-PONEL, 2008). Il existe un très fort clivage entre le Pléistocène ancien (entre 1,77 Ma et 0,9 Ma) et la partie plus récente du Pléistocène. Les cycles sont gouvernés par l’obliquité terrestre et durent environ 40 000 ans.
D’après BEAULIEU & ANDRIEU-PONEL (2008), l’Holocène, qui a débuté il y a environ 11 000 ans, est précédé par une période transitionnelle de premier réchauffement, dite tardi-glaciaire, entre 15 000 et 12 000 ans avant le présent. Après l’ultime mais très sévère coup de froid du Dryas récent, le climat s’est réchauffé très brutalement il y a 11 000 ans ; peu après, et jusqu’à – 6 000 ans nous avons connu un optimum climatique dont la première partie, entre – 10 000 et – 8 000, a été favorable au climat méditerranéen. La deuxième partie a connu un climat chaud plus humide, avec des températures moyennes annuelles supérieures d’environ 1° C à celles des années soixante. Il y a environ 6000 ans, l’ensoleillement a commencé à diminuer sous nos latitudes et, au nord de la Méditerranée, ensuite, il y a eu une flexure vers un assèchement, qui s’achève vers – 3 000 avec une phase plus humide qui va durer jusqu’à l’époque romaine.
Vers les années 1 800, un petit âge glaciaire s’est instauré au cours duquel les glaciers du massif du Mont-blanc ont atteint le fond de la vallée de l’Arve au environ de Chamonix ; à l’inverse entre les années 800 et 1 200 de notre ère, est survenu un redoux à la valeur duquel les Vikings ont découvert le Groenland et Terre Neuve et y sont établis. Depuis, l’aspect de Groenland (mot qui signifie « Terre verte ») a bien changé ; quant à la colonie Vikings de Terre Neuve, elle a disparu au XIIIème siècle, lorsque le climat est devenu trop rude (BENMOUSSAT, 2004).
En guise de conclusion de cet aperçu c’est qu’en Méditerranée, des passés lointains ont connu des évolutions climatiques importantes (avec de températures pouvant être en moyenne de 8°C inférieures à aujourd’hui (il y a 20 000 ans) ou bien supérieurs de 1 à 3°C (il y a 6000 ans). Selon les périodes, les paysages, la faune et la flore, le découpage des côtes (dû à des variations du niveau de la mer de plusieurs dizaines de mètres) ont été très différents Ces évolutions se sont étalés sur plusieurs centaines, voire milliers d’années.
Par ailleurs, on sait aujourd’hui avec certitude que depuis le néolithique, les interventions de l’Homme ont durablement perturbé le système climatique, et du coup, il est possible que les activités humaines récentes modifient le cours du processus des variations naturels du climat.
En ce qui concerne la situation actuelle et celle attendue dans les prochaines années, elle est caractérisée par la rapidité des taux de changements. Ce facteur rend plus important l’ampleur des impacts anticipés car les évolutions relativement rapides ne permettent pas une acclimatation et une adaptation progressive des écosystèmes et des sociétés.

Table des matières

INTRODUCTION CHAPITRE
I : PRÉSENTATION DU MILIEU DE LA RÉGION D’ÉTUDE
1. LOCALISATION GÉOGRAPHIQUE DE LA RÉGION D’ÉTUDE
2. DÉLIMITATON BIOGÉOGRAPHIQUE DE LA RÉGION D’ÉTUDE
3. CADRE GÉOLOGIQUE
4. CARACTÈRES GÉO MORPHOLOGIQUES
5. POTENTIEL HYDRIQUE
6. MILIEU ÉDAPHIQUE
6. 1. Sols d’érosion (Régosols)
6. 2. Les sols d’apport alluvial (Fluvisols)
6. 3. Les sols d’apport colluvial (Colluviosols)
6. 4. Sol brun calcaire et /ou calcique
6. 5. Les sols fersiallitiques rouges ou brun rouges
6. 6. Sol marron à croûte calcaire
7. CADRE CLIMATIQUE
8. POTENTIEL AGRICOLE
8. 1. Caractéristiques
8. 2. Répartition générale des terres
8. 3. Structure foncière et taille des exploitations
8. 4. Pratique de l’
CHAPITRE II : CLIMAT ET BIOCLIMAT MÉDITERRANÉENS
1. NOTION DE CLIMAT ET DE TEMPS
2. LE CLIMAT MÉDITERRANÉEN
2. 1. Circulation atmosphérique – Dépressions et vents régionaux en Méditerranée
2. 2. Principaux
4. ÉVOLUTION DU CLIMAT MÉDITERRANÉEN
4. 1. Le changement climatique et son évolution au cours du temps
4. 2. Impacts du changement climatique
5. BIOCLIMAT M
CHAPITRE III : OBSERVATIONS MÉTÉOROLOGIQUES & ÉTUDE DE LA VARIABILITÉ CLIMATIQUE
1. OBSERVATIONS MÉTÉOROLOGIQUES
2. EXPLOITATION DES ENREGISTREMENTS MÉTÉORO
CHAPITRE IV : CLIMAT ET PRÉVISION SAISONNIÈRE POUR L’AGRICULTURE
1. INTRODUCTON
2. ETUDE DE LA PERSISTANCE DE LA SÉCHERESSE
2. 1. Définition de la sécheresse
2. 2. Présentation des chaines de MARKOV
2. 3. Application des chaines de Markov : Echelle annuelle et saisonnière
3. CONCLUSION
CHAPITRE V : RAPPORTS CLIMAT-VÉGÉTATION
1. LA PLANTE ET SON MILIEU ATMOSPHÉRIQUE
1. 1. Influence de la végétation sur le climat
1. 2. Influence du climat sur la végétation
1. 2. 1. Les pluies
2. 1. Estimation de l’évapotranspiration
2. 1. Évapotranspiration potentielle TURC
2. 2. Évapotranspiration potentielle BLANEY-CRIDDLE
2. 3. Évapotranspirat
3. 1. 2. L’indice de continentalité thermique de GORCZINSKI
3. 1. 3. Coefficient pluviométrique relatif d’ANGOT
3. 1. 4. Coefficient du régime pluviométrique
3. 1. 5. Moyenne pluviométrique relatif
3. 1. 6. Indice saisonnier de PEGUY
3. 1. 7. Gradient pluviométrique
3. 1. 8. Indice de chaleur
3. 1. 9. Gradients de décroissance verticale et longitudinale de la température
3. 1. 10. Température limite
3. 1. 11. Indice de continentalité de JOHANSON
3. 1. 12. Indice de COUTAGNE
3. 1. 13. Coefficient d’océanite de KERNER
3. 1. 14. Indice végétatif
3. 1. 15. Méthode des rapports
3. 1. 16. Indice d’évaporation de DUBIEF
3. 2. Indices et coefficients à deux variables climatiques
3. 2. 1. Indice xérothermique de GAUSSEN
3. 2. 2. Indice d’aridité annuelle de DE MARTONNE
3. 3. 3. Indice d’aridité mensuelle de DE MARTONNE
3. 2. 4. Indice d’aridité d’ANGSTRÖM
3. 2. 5. Indice d’aridité de GORCZYNSKI
3. 2. 6. Quotient pluviométrique d’EMBERGER
3. 2. 7. Indice de sécheresse estivale de GIACOBBE
3. 2. 8. Indice climatique de BIROT
3. 2. 9. Indice Pluvio-efficacité
3. 2. 10. Indice de précipitation effective de THORNTHWAITE
3. 2. 11. Indice Pluvio-thermique de THORNTHWAITE
3. 2. 12. Indice pluviométrique de MORAL
3. 2. 13. Indice de KOPPËN
3. 2. 14. Indice héliothermique
3. 3. Indices et coefficients à plusieurs variables climatiques
3. 3. 1. Indice d’humidité
3. 3. 2. Indice de PATERSON
3. 3. 3. Indice de PAPADAKIS
3. 3. 4. Indice de HUGLIN
3. 3. 5. Indice de potentialité agricole de TURC
3. 3. 6. Estimation de la production végétale maximale annuelle
3. 3. 7. Indice d’intensité de sécheresse de GAUSSEN
3. 4. Comparaison entre les méthodes 4. CONCLUSION
CONCLUSION GÉNÉRALE
BIBLIOGRAPHIE
ANNEXES

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