Climat alpin

Le climat alpin est le climat typique des régions situées au-dessus de la limite des arbres . Ce climat est aussi appelé climat de montagne ou climat de montagne .

White Mountain , un environnement alpin à 4 300 mètres (14 000 pieds) au-dessus du niveau de la mer en Californie

Définition

Il existe plusieurs définitions du climat alpin.

Une définition simple est le climat qui fait que les arbres ne poussent pas à cause du froid.

Dans la classification climatique de Köppen , les climats alpin et de montagne font partie du groupe E , avec le climat polaire , où aucun mois n’a une température moyenne supérieure à 10 °C (50 °F). ^[1]

Selon le système de zones de vie d’Holdridge , il existe deux climats de montagne qui empêchent la croissance des arbres :

a) le climat alpin proprement dit qui se produit lorsque la Biotempérature moyenne d’un lieu est comprise entre 1,5 et 3 °C (34,7 et 37,4 °F). Le climat alpin du système Holdridge est à peu près équivalent aux climats de toundra les plus chauds (ET) du système Köppen.

b) le climat d’alvar, le climat montagnard le plus froid puisque la Biotempérature est comprise entre 0 °C et 1,5 °C (la Biotempérature ne peut jamais être inférieure à 0 °C). Il correspond plus ou moins aux climats de toundra les plus froids ainsi qu’aux climats de calotte glaciaire (EF).

Holdrige a estimé que la productivité primaire nette des plantes cesse, les plantes devenant dormantes à des températures inférieures à 0 ° C (32 ° F) et supérieures à 30 ° C (86 ° F). ^[2] Par conséquent, il a défini la Biotempérature comme la moyenne de toutes les températures mais avec toutes les températures inférieures au point de congélation et supérieures à 30 °C ajustées à 0 °C ; c’est-à-dire que la somme des températures non ajustées est divisée par le nombre de toutes les températures (y compris les températures ajustées et non ajustées).

La variabilité du climat alpin tout au long de l’année dépend de la latitude du lieu. Pour les endroits océaniques tropicaux, comme le sommet du Mauna Loa , la température est à peu près constante tout au long de l’année. ^[3] Pour les emplacements de latitude moyenne, tels que le mont Washington dans le New Hampshire , la température varie selon les saisons, mais ne devient jamais très chaude. ^{[4] [5]}

Cause

Le profil de température de l’atmosphère est le résultat d’une interaction entre le rayonnement et la convection . La lumière du soleil dans le spectre visible frappe le sol et le réchauffe. Le sol chauffe alors l’air en surface. Si le rayonnement était le seul moyen de transférer la chaleur du sol vers l’espace, l’ effet de serre des gaz dans l’atmosphère maintiendrait le sol à environ 333 K (60 ° C; 140 ° F) et la température décroîtrait de façon exponentielle avec la hauteur. ^[6]

Cependant, lorsque l’air est chaud, il a tendance à se dilater, ce qui diminue sa densité. Ainsi, l’air chaud a tendance à monter et à transférer la chaleur vers le haut. C’est le processus de convection . La convection s’équilibre lorsqu’une masse d’air à une altitude donnée a la même densité que son environnement. L’air est un mauvais conducteur de chaleur, donc une masse d’air montera et descendra sans échanger de chaleur. C’est ce qu’on appelle un processus adiabatique , qui a une courbe caractéristique pression-température. Lorsque la pression diminue, la température diminue. Le taux de diminution de la température avec l’élévation est connu sous le nom de Taux de déchéance adiabatique , qui est d’environ 9,8 ° C par kilomètre (ou 5,4 ° F par 1000 pieds) d’altitude. ^[6]

La présence d’eau dans l’atmosphère complique le processus de convection. La vapeur d’eau contient de la chaleur latente de vaporisation . Au fur et à mesure que l’air monte et se refroidit, il finit par se saturer et ne peut plus retenir sa quantité de vapeur d’eau. La vapeur d’eau se condense (formant des nuages ) et libère de la chaleur, ce qui modifie le taux de déchéance du Taux de déchéance adiabatique sec au Taux de déchéance adiabatique humide (5,5 ° C par kilomètre ou 3 ° F par 1000 pieds). ^[7] Le taux de déchéance réel, appelé Taux de déchéance environnemental , n’est pas constant (il peut fluctuer tout au long de la journée ou de façon saisonnière et aussi régionale), mais un taux de déchéance normal est de 5,5 °C par 1 000 m (3,57 °F par 1 000 pi ).^{[8] [9]} Par conséquent, monter de 100 mètres (330 pieds) sur une montagne équivaut à peu près à déplacer 80 kilomètres (50 miles ou 0,75° de latitude ) vers le pôle. ^[10] Cette relation n’est cependant qu’approximative, car des facteurs locaux, tels que la proximité des océans , peuvent modifier radicalement le climat. ^[11] À mesure que l’altitude augmente, la principale forme de précipitation devient la neige et les vents augmentent. La température continue de baisser jusqu’à la tropopause , à 11 000 mètres (36 000 pieds), où elle ne diminue plus. C’est plus haut que le plus haut sommet .

Distribution

Bien que cette classification climatique ne couvre qu’une petite partie de la surface de la Terre, les climats alpins sont largement distribués. Ils sont présents dans l ‘ Himalaya , le plateau tibétain , le Gansu , le Qinghai , les Alpes , les Pyrénées , les monts Cantabriques et la Sierra Nevada en Eurasie , les Andes en Amérique du Sud , la Sierra Nevada , les montagnes des Cascades , les montagnes Rocheuses , la Appalaches et ceinture volcanique transmexicaineen Amérique du Nord , les Alpes du Sud en Nouvelle-Zélande , les Snowy Mountains en Australie , les hautes altitudes dans les montagnes de l’Atlas et les hauts plateaux de l’Est de l’ Afrique , et les parties centrales de Bornéo et de Nouvelle-Guinée et les sommets du mont Pico dans l’ atlantique ^{[12 ]} et Mauna Loa dans le Pacifique .

L’altitude la plus basse du climat alpin varie considérablement selon la latitude. Si le climat alpin est défini par la limite des arbres, alors il se produit aussi bas que 650 mètres (2 130 pieds) à 68 ° N en Suède, ^[13] tandis que sur le mont Kilimandjaro en Afrique, la limite des arbres est à 3 950 mètres (12 960 pieds) . ^[13]

Voir également

• Plante alpine
• Climat des Alpes
• Liste des lieux de climat alpin

Références

1. ^ McKnight, Tom L; Hess, Darrel (2000). “Zones et types climatiques: le système Köppen” . Géographie physique: une appréciation du paysage . Upper Saddle River, New Jersey : Prentice Hall. p. 235–7 . ISBN 978-0-13-020263-5.
2. ^ Lugo, AE (1999). “Les zones de vie Holdridge des États-Unis contigus en relation avec la cartographie des écosystèmes” . Journal de biogéographie . 26 (5): 1025-1038. doi : 10.1046/j.1365-2699.1999.00329.x . Récupéré le 27 mai 2015 .
3. ^ “Période de résumé mensuel du climat record” . MAUNA LOA SLOPE OBS, HAWAÏ . NOAA . Récupéré le 05/06/2012 .
4. ^ “Nom de la station : NH MT WASHINGTON” . Administration nationale des océans et de l’atmosphère . Récupéré le 9 juin 2014 .
5. ^ “Normes climatiques de l’OMM pour le MONT WASHINGTON, NH 1961–1990” . Administration nationale des océans et de l’atmosphère . Récupéré le 9 juin 2014 .
6. ^ ^{un Goody b} , Richard M.; Marcheur, James CG (1972). “Températures atmosphériques” (PDF) . Ambiances . Prentice Hall. Archivé de l’original (PDF) le 2016-07-29 . Récupéré le 02/05/2016 .
7. ^ “Taux de déchéance adiabatique sec” . tpub.com. Archivé de l’original le 2016-06-03 . Récupéré le 02/05/2016 .
8. ^ “Taux de déchéance adiabatique dans la chimie atmosphérique” . Taux de déchéance adiabatique . Livre d’or . UICPA . 2009. doi : 10.1351/goldbook.A00144 . ISBN 978-0-9678550-9-7.
9. ^ Dommasch, Daniel O. (1961). Aérodynamique des avions (3e éd.) . Pitman Publishing Co. p. 22.
10. ^ “Environnements de montagne” (PDF) . Centre mondial de surveillance de la conservation du Programme des Nations Unies pour l’environnement. Archivé de l’original (PDF) le 2011-08-25. {{cite journal}}:Citer le journal nécessite |journal=( aide )
11. ^ “Facteurs affectant le climat” . Réseau britannique sur les changements environnementaux. Archivé de l’original le 16/07/2011.
12. ^ “Atlas climatique des archipels des îles Canaries, de Madère et des Açores” (PDF) . IPMA , AEMET . Récupéré le 17 juin 2021 .
13. ^ ^{un b} Körner, Ch (1998). “Une réévaluation des positions de la limite forestière à haute altitude et leur explication” (PDF) . Œcologie . 115 (4): 445–459. Bibcode : 1998Oecol.115..445K . CiteSeerX 10.1.1.454.8501 . doi : 10.1007/s004420050540 . PMID 28308263 . S2CID 8647814 .