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Le climat à découvert

 | 
Catherine Jeandel
, 
Rémy Mosseri

Deuxième partie. Les mécanismes physico-chimiques en jeu

16. Caractéristiques de la variabilité climatique

Pascale Delecluse

Texte intégral

1On définit le climat comme la moyenne temporelle sur plusieurs décennies des conditions physiques dans une région donnée. Le climat est non seulement caractérisé par la valeur moyenne de ses paramètres physiques mais aussi par les caractéristiques de sa variation à toute échelle de temps (cf. II-15, VI-1). Aux latitudes tempérées, l’ensoleillement saisonnier est la première cause de variation. Lorsque l’on se rapproche de l’équateur, le contraste saisonnier diminue mais les climats deviennent plus dépendants de la pluviométrie. De nombreuses régions tropicales se trouvent sous l’influence de la mousson, qui se traduit par une alternance marquée entre saison sèche et saison des pluies.

2Dans la bande tropicale où les contrastes de précipitation sont vitaux pour assurer les ressources agricoles, on s’est rapidement intéressé à la prévision du démarrage de la saison des pluies et à la quantité de pluie attendue. C’est en analysant les paramètres qui pouvaient contrôler ces enjeux que Walker a découvert dans les années 1920 un phénomène spectaculaire qui affecte près de la moitié du monde : l’oscillation australe. Dans les années 1960, Bjerknes a compris qu’il s’agissait de la signature atmosphérique associée à l’anomalie océanique El Niño*, ces deux anomalies formant le phénomène ENSO* (figure 1). Celui-ci se manifeste par des variations majeures de circulation atmosphérique et océanique qui affectent lourdement les systèmes naturels et les sociétés humaines sur des durées dépassant l’année.

Couplage océan-atmosphère

3Dans le Pacifique, la circulation atmosphérique est caractérisée par des alizés dans les basses couches qui soufflent depuis les centres de haute pression dans le Pacifique oriental vers la zone de basse pression équatoriale du Pacifique occidental. La convergence des masses d’air chaudes ayant accumulé une forte humidité lors de leur trajet sur l’océan provoque une ascendance d’air chaud et humide sur le Pacifique occidental, marquée par une forte activité de convection et des précipitations soutenues. C’est l’une des régions du monde où se produisent des cumulus spectaculaires avec des enclumes à plus de 10 km d’altitude. Débarrassées progressivement de leur humidité par les précipitations, les masses d’air reviennent en altitude vers l’est et s’alourdissent en se refroidissant. Elles descendent alors vers le sol dans les centres de haute pression tropicaux, de part et d’autre de l’équateur. Le moteur de cette circulation est le contraste thermique entretenu par la température de surface océanique qui est relativement froide dans le Pacifique oriental, alors qu’elle est stable et chaude dans le Pacifique occidental. Cette différence de température entretient une différence de pression dans les basses couches de l’atmosphère, que cherchent à compenser les vents.

4Mais comment expliquer cette différence de température entre l’est et l’ouest de l’océan Pacifique ? Ce contraste est dû à la dynamique océanique qui répond à l’entraînement du vent en surface. L’océan équatorial est un milieu à deux couches avec une couche de surface chaude séparée d’une couche profonde froide par la thermocline*. Les alizés qui convergent vers l’équateur entraînent une circulation d’est en ouest qui accumule les eaux chaudes dans la partie occidentale du Pacifique. La surface de l’océan se déforme : elle s’affaisse à l’est et monte à l’ouest. Dans ce milieu à deux couches, une augmentation de pression de surface est compensée au niveau de la thermocline par une diminution de pression (ce qui se produit lors d’un enfoncement de celle-ci) ; a contrario, une diminution de la pression de surface s’accompagne d’une remontée de la thermocline. Cet « ajustement barocline » se traduit par une pente de la thermocline (figure 1). La circulation océanique entraînée par les vents d’alizés est dans le sens du vent à l’équateur mais elle dévie vers les pôles de part et d’autre de l’équateur du fait de la rotation terrestre. Cette divergence de surface est compensée par un afflux d’eaux plus profondes. À l’est du Pacifique où la thermocline est proche de la surface, la remontée des eaux se traduit par un refroidissement marqué de la température de surface. À l’ouest, où la thermocline est profonde, les eaux qui remontent ont la même température que les eaux de surface. Le vent explique donc le contraste thermique, et le contraste thermique contrôle le vent : le système océan atmosphère est couplé.

Fig. 1 – Dans son état normal, le Pacifique est caractérisé par un contraste de température de la mer entre l’est et l’ouest qui entretient les alizés. Pendant El Niño*, ceux-ci s’effondrent ; les eaux chaudes et les précipitations envahissent l’équateur

Le phénomène ENSO

5El Niño désigne l’état chaud de ce système couplé. Lorsqu’il apparaît, les alizés ralentissent jusqu’à, parfois, s’arrêter complètement. La convection se déplace vers le Pacifique central et oriental et les précipitations peuvent alors atteindre le Pérou et l’équateur, alors que le Nord Est de l’Australie et les îles indonésiennes souffrent de sécheresse. Les eaux chaudes envahissent l’équateur au centre et à l’est du Pacifique, la thermocline s’aplatit et la surface de la mer s’abaisse de quelques dizaines de centimètres dans le Pacifique occidental. C’est l’état d’équilibre chaud, qui se met en place en quelques mois et persiste plus d’une année. Il peut également s’installer un état froid, La Niña, caractérisé par les alizés forts sur le Pacifique central, qui érodent le réservoir d’eaux chaudes à l’ouest et qui s’accompagnent d’un refroidissement équatorial.

6L’évolution temporelle d’El Niño met en jeu des processus d’amplification couplés entre océan et atmosphère, où interviennent à la fois des actions dynamiques et thermiques locales. Cette amplification produit également une rétroaction négative* par l’intermédiaire des propagations d’ondes libres océaniques*, qui érodent l’anomalie initiale et permettent au système de revenir dans un état d’équilibre, près d’un an après son démarrage. Le printemps est une période critique dans l’évolution de ces anomalies car c’est le moment où les vents équatoriaux sont les plus faibles, où la thermocline est proche de la surface et où le système peut aisément basculer d’un état à l’autre.

7L’ampleur d’ENSO est telle qu’on lui a imputé d’autres dérèglements climatiques dans le monde. En effet, en modifiant la circulation du Pacifique, on affecte également la circulation sur l’océan Atlantique et sur l’océan Indien. Par exemple, la région du nord-est brésilien souffre de sécheresse pendant El Niño et l’Amérique centrale d’un renforcement d’activité cyclonique pendant La Niña. Il ne faut cependant pas conclure à une influence démesurée d’ENSO car il existe des mécanismes propres à chaque région qui sont susceptibles de fonder une anomalie locale. L’océan Atlantique exhibe ainsi une anomalie couplée océan-atmosphère, avec une signature équatoriale qui ressemble beaucoup à ENSO, bien qu’elle soit d’amplitude et de persistance plus faible. L’océan Indien connaît également un dipôle zonal d’anomalie froide entre Sumatra et l’Australie et d’anomalie chaude au nord de Madagascar, ainsi que des anomalies de vent d’est. Il s’agit en réalité d’une anomalie miroir d’El Niño mais là encore, l’amplitude et la persistance sont plus faibles.

8Le signal équatorial ne se limite pas à des propagations d’un bassin à l’autre mais il se propage également vers les latitudes tempérées. Les fortes perturbations de pression du Pacifique occidental activent ainsi successivement des centres de hautes et de basses pressions et toute une série d’impacts sur un grand arc jusqu’au cœur du continent américain : c’est le mode de variabilité PNA (Pacifique North America).

Autres modes de variabilité

9Dans la région Atlantique Nord – Europe, des organisations spécifiques de la circulation atmosphérique se produisent de manière préférentielle. Quatre grands régimes apparaissent pendant l’hiver : la phase positive de l’oscillation nord atlantique (NAO+ ou régime zonal) ; le régime « blocage » ; la phase négative de l’Oscillation Nord Atlantique (NAO-) ; et enfin le régime « dorsale Atlantique » (figure 2). Ces régimes influencent fortement le climat européen et en particulier les trajectoires et amplitudes des tempêtes qui passent en Europe.

Fig. 2 – À gauche : illustrations des régimes de temps d’hiver (décembre, janvier, février) dans la région Atlantique à partir des anomalies de géopotentiel* à 500 hPa : ride Atlantique, NAO-, blocage et NAO+. À droite : fréquence d’occurrence de ces régimes calculée à partir de différentes reconstructions temporelles, 20CR (noir), NCEP (rouge), NCEP2 (orange), ERA40 (bleu) et ERAI (violet) et anomalies de température minimale sur l’Europe du nord reconstruites à partir des stations ECA & D. Les fréquences moyennes des régimes sur toute la période sont indiquées ainsi que leur corrélation avec Tmin. Source : G. Ouzeau et H. Douville

10L’« Oscillation Nord Atlantique » est une anomalie de différence de pression au niveau de la mer entre la région du Groenland et celle des Açores. Lorsque la dépression Groenland-Islande et l’anticyclone des Açores s’intensifient, la différence de pression entre ces deux régions augmente : on parle donc d’anomalie positive. NAO+ est associé à un assèchement du bassin méditerranéen et une recrudescence des tempêtes sur l’Europe du nord, alors que NAO- correspond à une situation météorologique plus calme et pluvieuse dans le sud de l’Europe. Contrairement aux anomalies tropicales, les régimes des latitudes tempérées sont beaucoup moins persistants et on s’intéressera à leur fréquence d’occurrence pendant une saison. Ainsi, les dernières décennies chaudes du XXe siècle ont été caractérisées par une intensification de l’amplitude et de l’occurrence de NAO+ ce qui a amené à se poser des questions quant aux liens entre modes de variabilité et changement climatique. La NAO* est une oscillation atmosphérique dont l’origine fait encore débat. Les structures océaniques ayant une persistance supérieure à l’atmosphère, l’océan pourrait être à l’origine de l’occurrence préférentielle d’un régime. Un mécanisme de persistance proviendrait de la résurgence des anomalies de température de surface qui se trouvent enfouies dans la thermocline en été et réapparaissent dans une position légèrement différente l’hiver suivant.

11Avec l’étude du comportement de la température océanique de l’océan Atlantique Nord, des oscillations de longue période (50-70 ans) ont été mises en évidence sur la période allant de 1860 à l’actuel. Depuis 1995, nous vivons une phase chaude de l’AMO* (Atlantic Multi-decadal Oscillation), qui a des conséquences sur les précipitations : déficits au centre de l’Amérique du nord et dans le Nord Est brésilien ; intensification au Sahel et au nord de l’Europe (cf. VII-5). Compte tenu de sa persistance et de son ampleur, connaître la phase de cette anomalie est très important pour tout système de prévision climatique à échelle décennale. La PDO* (Pacific Decadal Oscillation) est un autre phénomène d’échelle décennale dont une partie de la signature est imbriquée avec l’oscillation interannuelle ENSO. Contrairement à ENSO dont le maximum de signature est localisé à l’équateur, la PDO sévit aussi dans le Pacifique Nord. Cette oscillation affecte le régime de précipitation en Amérique du Nord.

12L’origine de ces oscillations multidécennales fait encore l’objet d’études approfondies. Elles seraient associées à des modifications de circulation océanique aux moyennes latitudes, qui auraient ainsi la capacité d’influencer le climat aux échelles décennales, période critique pour anticiper l’amplitude et la distribution des changements climatiques.

Bibliographie

Références bibliographiques

• C. CASSOU - « Du changement climatique aux régimes de temps : l’oscillation nord atlantique », La Météorologie, n° 45, 2004.

• P. DELECLUSE - « Heurs et malheurs de la prévision d’El Niño », La Recherche, 1998.

Table des illustrations

Légende Fig. 1 – Dans son état normal, le Pacifique est caractérisé par un contraste de température de la mer entre l’est et l’ouest qui entretient les alizés. Pendant El Niño*, ceux-ci s’effondrent ; les eaux chaudes et les précipitations envahissent l’équateur
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Légende Fig. 2 – À gauche : illustrations des régimes de temps d’hiver (décembre, janvier, février) dans la région Atlantique à partir des anomalies de géopotentiel* à 500 hPa : ride Atlantique, NAO-, blocage et NAO+. À droite : fréquence d’occurrence de ces régimes calculée à partir de différentes reconstructions temporelles, 20CR (noir), NCEP (rouge), NCEP2 (orange), ERA40 (bleu) et ERAI (violet) et anomalies de température minimale sur l’Europe du nord reconstruites à partir des stations ECA & D. Les fréquences moyennes des régimes sur toute la période sont indiquées ainsi que leur corrélation avec Tmin. Source : G. Ouzeau et H. Douville
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Auteur

Dynamicienne des océans et climat, Directrice adjointe de la recherche à Météo-France, Directrice de Recherche CNRS, Présidente du Conseil Scientifique Ifremer, Membre du Conseil Supérieur de la Recherche et de la Technologie, CNRM, Paris.
pascale.delecluse@meteo.fr

© CNRS Éditions, 2011

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