Introduction : Le rôle de la topographie dans la formation du désert

Les déserts du monde et du no 8217;s ne sont pas dispersés au hasard à travers le globe. Leurs emplacements, climats et caractéristiques écologiques sont fortement influencés par une combinaison de la circulation atmosphérique mondiale, des courants océaniques et, de façon critique, de la géographie physique de la surface terrestre. La topographie, l'arrangement des caractéristiques physiques naturelles et artificielles d'une région, interagit avec les systèmes météorologiques pour créer l'extrême aridité, les variations de température et les modèles météorologiques uniques qui définissent les déserts.

Alors que des facteurs à grande échelle comme les ceintures subtropicales à haute pression (comme celles à 30°N et à la latitude S) créent des zones d'air sec descendant, les caractéristiques topographiques locales et régionales peuvent soit amplifier ou atténuer l'aridité. L'élévation, l'orientation des chaînes de montagnes, la profondeur des vallées et la présence d'escarpements côtiers contrôlent tous la quantité de précipitations, la façon dont les masses d'air se déplacent et les températures extrêmes peuvent devenir.

Impact de l'élévation sur le climat du désert

L'élévation est l'un des facteurs topographiques les plus directs qui affectent le climat désertique. À mesure que l'altitude augmente, la température de l'air diminue généralement à un rythme moyen d'environ 6,5°C par 1 000 mètres (le taux de décroissance environnementale).

Déserts froids de haute altitude

Dans de nombreuses régions à haute altitude, le froid supprime la disponibilité en eau même si certaines précipitations orographiques se produisent. Le résultat est un “ désert froid” où les précipitations annuelles sont très faibles, mais les températures restent fraîches ou même gelées pendant une grande partie de l'année. Un exemple premier est le Gobi Desert[ en Asie centrale, qui a une altitude moyenne de 1 200 à 1 500 mètres. Le Gobi reçoit moins de 200 mm de précipitations par année, et les températures hivernales peuvent descendre bien en dessous de -20°C. La haute altitude contribue également à de grandes plages de températures diurnes en raison de l'air mince et sec qui permet un refroidissement rapide par radiation la nuit.

Déserts chauds à faible élévation

En revanche, les déserts à basse altitude, en particulier ceux qui se trouvent au-dessous du niveau de la mer (comme la vallée de la Mort aux États-Unis, à -86 mètres), subissent une chaleur extrême parce que l'atmosphère dense à basse altitude piège plus de radiations d'ondes longues. De plus, l'air descendant de la partie supérieure environnante se réchauffe adiabatiquement au fur et à mesure qu'elle s'enfonce dans des bassins, ce qui entraîne des températures de surface très élevées.

L'Altiplano et l'Atacama

Le désert d'Atacama en Amérique du Sud fournit un cas fascinant d'altitude interagissant avec d'autres facteurs. La plupart des Atacama se situe entre 2000 et 4000 mètres au-dessus du niveau de la mer sur l'Altiplano Andes. Bien que l'altitude plus élevée signifierait généralement plus de précipitations, l'Atacama est bloqué de l'humidité sur deux fronts : les Andes à l'est et la plage côtière à l'ouest. L'altitude élevée conduit à des radiations solaires intenses pendant la journée et des températures verglaçantes la nuit, créant l'un des environnements les plus arides et les plus intenses de la Terre. L'effet de l'ombre de pluie est si fort et l'altitude si élevée que certaines parties de l'Atacama n'ont jamais enregistré de précipitations mesurables.

Les montagnes et l'effet de pluie

L'effet de l'ombre de pluie est peut-être le contrôle topographique le plus puissant sur la répartition du désert. Lorsque les vents dominants transportent de l'air humide des océans ou d'autres grands plans d'eau vers une chaîne de montagnes, l'air est forcé vers le haut. À mesure qu'il monte, il refroidit adiabatiquement, provoquant la vapeur d'eau pour se condenser dans les nuages, puis tombe sous forme de précipitation sur le côté vent (au-dessus du vent).

Principaux déserts de pluie et de schiste

  • Les Andes, qui s'élèvent à plus de 6 000 mètres, bloquent l'humidité du bassin amazonien à l'est. Les esterlies dominantes laissent tomber d'énormes quantités de pluie sur les pentes orientales (alimentant la forêt amazonienne), tandis que les pentes occidentales et les basses terres côtières ne reçoivent pratiquement aucune précipitation. L'ombre de pluie est l'une des principales raisons pour lesquelles l'Atacama est le désert non polaire le plus sec de la Terre.
  • Himalayas et les déserts de Gobi & Taklamakan: L'immense chaîne himalayenne et le plateau tibétain interceptent l'humidité de la mousson indienne. Les pentes orientées vers le sud de l'Himalaya reçoivent des pluies torrentielles (par exemple, Mawsynram en Inde), tandis que le côté nord, y compris les vastes paysages arides du plateau tibétain, du désert de Taklamakan et du désert de Gobi, est dans une ombre de pluie profonde.
  • Sierra Nevada et le désert du Grand Bassin: En Amérique du Nord, le massif de la Sierra Nevada force l'humidité du Pacifique à précipiter fortement sur ses pentes occidentales. La partie orientale, y compris la majeure partie du Nevada et de l'Utah, forme le désert du Grand Bassin, un désert froid et à haute altitude créé par l'ombre de pluie de la Sierra Nevada et du massif de Cascade.
  • Ghats occidentaux et le désert de Thar: Les Ghats occidentaux de l'Inde interceptent l'humidité de la mousson estivale, créant une ombre de pluie sèche sur le plateau de Deccan et contribuant à l'aridité du désert de Thar au Rajasthan.

Lifting orographique et modèles de nuages

Au-delà de la réduction des précipitations, l'effet de l'ombre de pluie influence également la couverture nuageuse, l'humidité relative et la température. L'air descendant du côté lee est non seulement plus sec, mais aussi plus chaud en raison du chauffage par compression. Cela supprime la formation de nuages et conduit à une plus grande radiation solaire atteignant le sol, en dessèchement du paysage. Dans certains déserts, comme le dans la ligue de la Sierra Nevada et Transverse Ranges, l'ombre de pluie est si efficace que la région reçoit moins de 150 mm de pluie chaque année, bien qu'elle soit située dans une zone de latitude moyenne qui pourrait autrement être plus humide.

Vallées, bassins et dynamique thermique

Ces dépressions topographiques agissent comme des pièges à chaleur parce que l'air chaud tend à se regrouper dans des zones basses, et le terrain plus élevé environnant inhibe le mélange d'air frais et plus humide d'en haut. Il en résulte une intensification localisée de l'aridité et des températures extrêmes.

Topographie des bassins et des aires de répartition

La province du Bassin et de la chaîne de répartition de l'ouest des États-Unis, qui abrite le désert du Grand Bassin et certaines parties des déserts du Mojave et du Sonoran, en est un excellent exemple. Ici, les chaînes de montagnes orientées nord-sud alternent avec des bassins plats et détendus. Les bassins, souvent à des altitudes de 1 200 à 1 500 mètres, captent la chaleur radiative et subissent des inversions de température les nuits d'hiver calmes.

Vallée de la Mort : le désert du bassin archétypal

Entouré de hautes montagnes (la chaîne Panamint à l'ouest et la chaîne Amargosa à l'est), le plancher de la vallée à 86 mètres sous le niveau de la mer est le point le plus bas d'Amérique du Nord. En été, l'air comprimé descendant des pics environnants chauffe pendant qu'il coule dans la vallée. La forme étroite et la profondeur limitent le débit d'air, si l'air chaud s'accumule. Combiné avec le rayonnement solaire intense, cela crée les températures estivales moyennes les plus élevées sur le continent. Le bassin empêche également l'humidité d'atteindre la vallée, car tout air humide doit traverser plusieurs chaînes de montagnes avant de descendre dans la vallée, ayant déjà perdu son humidité.

Ceintures thermiques et inversions

Dans certains bassins désertiques, le piégeage de l'air froid au fond de la vallée conduit à la formation de ceintures thermiques plus élevées sur les pentes.Ces ceintures sont là où la couche d'inversion rencontre un air plus chaud, créant une zone étroite qui peut avoir des conditions plus douces et un peu plus d'humidité – parfois assez pour soutenir les forêts désertiques.Ce phénomène est observé dans le désert du Sonoran où les bajadas (ventilateurs alluviaux en pente) fournissent un climat plus modéré que le fond de la vallée, permettant aux cactus saguaro de prospérer à certaines altitudes.

Topographie côtière et déserts de brouillard

Certains sont trouvés le long des côtes, où la combinaison des courants océaniques froids et de la topographie côtière crée une extrême aridité. Le désert Atacama (encore) et le désert Namib en Afrique sont des exemples classiques. Ici, les courants d'élévation froids (les courants Humboldt et Benguela, respectivement) refroidissent l'air adjacent, créant une inversion de température stable. L'air marin humide est piégé sous une couche d'air supérieur chaude et sèche, empêchant la formation de nuages de pluie. Si les montagnes côtières ou les escarpments s'élèvent au-dessus de cette couche d'inversion, ils empêchent les nuages bas de se déplacer à l'intérieur des terres, laissant la bande côtière dans un brouillard persistant, mais presque aucune pluie.

Le brouillard comme une ligne de vie

Dans ces déserts de brouillard côtiers, le manque de pluie est partiellement compensé par le brouillard fréquent qui se jette de l'océan pendant certaines saisons. Le brouillard fournit de l'humidité par condensation sur les plantes, les roches et les collecteurs artificiels. La topographie de l'escarpement côtier détermine la distance entre le brouillard. Par exemple, le désert de Namibie s'étend le long de la côte de Namibie, où le courant froid de Benguela produit un brouillard épais pendant plus de 200 jours par an. Le brouillard se déplace au-dessus des dunes de sable à basse altitude mais est en grande partie bloqué par la Grande Escarpement plus loin à l'intérieur, créant une zone hyper-aride étroite le long de la côte.

Topographie et motifs de brouillard

L'altitude et l'orientation des montagnes côtières déterminent si le brouillard peut atteindre les zones intérieures. Lorsque la chaîne de montagnes est basse ou présente des lacunes, le brouillard peut aller plus loin, fournissant parfois suffisamment d'humidité pour l'agriculture des terres arides. Cependant, lorsque la chaîne est haute et continue, le brouillard est piégé sur la côte, et la zone intérieure ne reçoit presque aucune humidité.

Barrières topographiques et répartition mondiale du désert

À plus grande échelle, l'arrangement des continents et des grandes chaînes de montagnes joue un rôle dans le développement global des déserts. Les ceintures subtropicales à haute pression créeraient naturellement des zones sèches autour de 30° de latitude, mais la présence de chaînes de montagnes massives le long des frontières tropicales à subtropicales (comme les Andes et l'Himalaya) accentue ou déplace ces zones sèches.

L'influence des plateaux

De hauts plateaux, comme le plateau du Tibet et le plateau du Colorado, influencent également le climat régional. Le plateau tibétain agit comme une source de chaleur élevée en été, puisant dans l'air humide de l'océan Indien et déclenchant des pluies intenses de mousson sur l'Asie du Sud. Cependant, ce processus renforce également la subsidence de l'air sec sur l'intérieur de l'Asie, contribuant à l'aridité de l'Asie centrale et à la formation des déserts de Gobi et de Taklamakan. De même, le plateau du Colorado, quoique plus petit, influence le climat du bassin du Colorado et des déserts environnants en bloquant certaines tempêtes du Pacifique et en créant des systèmes thermiques à basse pression en été qui conduisent à la mousson nord-américaine, source limitée mais cruciale d'humidité pour certaines parties du désert du Sonoran.

Intérieur continental vs Déserts côtiers

Les déserts intérieurs continentaux, comme les Gobi et Karakum[, sont loin des sources d'humidité océaniques. Leur contexte topographique, entouré de bassins et de plateaux, exacerbe le climat continental sec. En revanche, les déserts côtiers comme l'Atacama et le Namib sont adjacents à l'océan mais maintenus au sec par la combinaison des courants froids et des montagnes côtières.

Exemples de déserts de topographie

Les déserts majeurs dont l'existence, les limites et les modèles climatiques sont fortement influencés par la topographie locale et régionale sont les suivants :

  • Atacama Desert (Amerique du Sud):[ Une ombre de pluie des Andes et une inversion côtière causée par le courant Humboldt et les montagnes côtières. L'élévation varie du niveau de la mer à plus de 4 000 mètres, créant une extrême aridité et des oscillations de température diurne uniques.
  • Namib Desert (Africa): Désert de brouillard côtier maintenu par le courant de Benguela et le grand escarpement. La topographie limite la pénétration du brouillard à une bande étroite, et les champs de dunes antiques sont façonnés par le gradient aigu.
  • Désert Gobi (Asie): Désert froid continental formé par les ombres de pluie de l'Himalaya et le plateau tibétain à haute altitude. La topographie du bassin piège l'air froid en hiver, conduisant à des températures extrêmes.
  • Sonoran Desert (Amérique du Nord):[ Un mélange de bassins à basse altitude et de chaînes de montagnes. La topographie crée divers microclimats, des planchers de vallée chauds (Yuma) aux pentes plus fraîches où les cactus saguaro prospèrent. L'ombre de pluie de la Sierra Nevada contribue à son aridité, bien que l'humidité saisonnière de la mousson du golfe de Californie soit cruciale.
  • Désert de mouvance (Amérique du Nord):[ Largement dans l'ombre de pluie de la Sierra Nevada et des Ranges Transverses. Sa haute altitude (800–1 500 mètres) crée un désert froid avec gel d'hiver et chaleur d'été, et des bassins comme la Vallée de la Mort poussent l'aridité à des extrêmes.
  • Sahara Desert (Africa):[ Bien que principalement entraîné par la haute pression subtropicale, la topographie du Sahara comprend des hauts plateaux (Ahaggar, Tibesti) qui interceptent occasionnellement l'humidité et créent des oasis localisées.
  • Un désert de Grand Bassin (Amérique du Nord):[ Un désert froid et à haute altitude (altitude moyenne de 1 200 à 1 800 m) créé par les ombres de pluie des secteurs Sierra Nevada et Cascade. La topographie du bassin et de l'aire de répartition conduit à une steppe de sauge avec une humidité très faible et des variations de température extrêmes entre le jour et la nuit.

Conclusion

La topographie est un agent fondamental dans la façon dont le monde est façonné et les climats désertiques et leur répartition. L'élévation détermine si un désert est chaud ou froid, si il reçoit des précipitations orographiques occasionnelles, et à quel point ses variations de température deviennent extrêmes. Les chaînes de montagnes créent des ombres de pluie qui peuvent transformer des pentes luxuriantes en résidus de vent aride. Les vallées et les bassins concentrent la chaleur et suppriment le flux d'air, produisant certains des endroits les plus chauds sur Terre. Les montagnes côtières combinées avec les courants froids donnent lieu à des déserts de brouillard qui existent avec des précipitations négligeables.

Pour plus de détails, voir le NASA Earth Observatory dessert panorama, le Encyclopædia Britannica explication des ombres de pluie, et un Guide de l'USGS détaillé sur les types et la formation de désert.