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Océan et climat

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Jacques Merle

Chapitre 5. L'interaction des océans tropicaux avec l'atmosphère

El Niño/La Niña

Texte intégral

Comment les océans tropicaux échangent de la chaleur et de l’eau pour générer des oscillations climatiques spectaculaires de courte période qui affectent principalement les régions tropicales mais retentissent aussi sur le climat de la planète entière.

1Si les océans équatoriaux et tropicaux répondent à l’action mécanique du vent par une dynamique particulière, comme on l’a vu dans le chapitre précédent, à l’inverse ils ont une action spécifique sur l’atmosphère et interagissent avec celle-ci. L’une des caractéristiques parmi les plus importantes de l’atmosphère dans les basses latitudes est sa grande sensibilité aux conditions océaniques de surface, principalement à la température. C’est cette sensibilité et l’intense échange thermodynamique qui en résulte qui permettent le développement et l’entretien du phénomène Enso, cette oscillation météo-océanique qui embrase plusieurs fois par décennie le Pacifique et étend ses effets à l’ensemble de la ceinture tropicale. Dans ce chapitre, nous analysons le phénomène Enso et ses conséquences. Dans le chapitre suivant, nous présentons le programme international Toga, qui a rassemblé, pendant plus de dix ans, une communauté de météorologues et d’océanographes avec comme objectif la prévision de ce phénomène et de ses effets sur la variabilité climatique interannuelle des régions tropicales et au-delà.

  • 1 Presque tous les échanges énergétiques entre l'océan et l'atmosphère peuvent être ramenés à des éc (...)

2Les interactions entre l’océan et la basse atmosphère sont particulièrement intenses au voisinage de l'équateur pour deux raisons principales, liées entre elles : (1) les eaux de surface de l’océan sont généralement chaudes (22 °C à 30 °C en moyenne) et favorisent les transferts de chaleur et d’eau entre les deux milieux, principalement par évaporation et précipitation ; (2) la singularité équatoriale, qui crée une dynamique océanique zonale, décrite précédemment, est capable de déplacer très rapidement, et sur de longues distances, ces eaux chaudes (ou froides), et donc de créer des anomalies thermiques de surface auxquelles l’atmosphère est particulièrement sensible. Avant de détailler ces interactions et le couplage complexe qu’elles engendrent dans le phénomène Enso, examinons les termes de l’échange thermique et énergétique1 entre les océans tropicaux et l’atmosphère.

L'échange énergétique entre l'océan et l’atmosphère

La chaleur et l’eau s'échangent à l'interface océan-atmosphère

3L’échange énergétique entre l’océan et l’atmosphère est le plus souvent estimé par des relations empiriques, bulk formulae, qui permettent de calculer le bilan net de cet échange à partir des observations météo-océaniques usuelles de la surface de l’océan (encadré 11). C’est ce qu’ont réalisé différents auteurs, dont nous avons décrit les travaux (chapitre 2), pour évaluer le transport méridien de chaleur, montrant qu’en moyenne ce bilan est positif pour les océans tropicaux et équatoriaux, qui absorbent de l’énergie thermique, et au contraire négatif pour les océans des moyennes et hautes latitudes, qui restituent de l’énergie thermique à l’atmosphère principalement du fait des grands courants de bord ouest tels que le Gulf Stream (fig. 6 et 45).

4L’échange de chaleur à la surface de l’océan et son bilan dépendent beaucoup de l’échange d’eau avec l’atmosphère (fig. 46), qui se traduit aussi par un bilan, le bilan évaporation moins précipitations, appelé bilan E-P (fig. 47). L’évaporation est à l’origine d’un transfert de chaleur très important de l’océan vers l’atmosphère, sous forme de « chaleur latente d’évaporation » et, de ce fait, ce changement de phase de l’eau intervient considérablement dans le bilan de chaleur (encadré 11).

5Les échanges d’eau à la surface des océans n’étant pas homogènes et variant surtout en fonction de la latitude, ils nécessitent, comme pour le bilan de chaleur, des transferts de sel (ou d’eau douce) méridiens, pour rééquilibrer la répartition du sel dans les océans. Le nécessaire équilibre du bilan d’eau à la surface de l’océan représente donc une contrainte de plus, au même titre que le bilan de chaleur, à appliquer aux équations du mouvement des océans pour résoudre la circulation générale océanique de façon à conserver les équilibres thermiques et halins caractéristiques de l’océan moyen. Si ces bilans moyens ne n’étaient pas respectés, des régions de l’océan chaufferaient indéfiniment comme les tropiques, tandis que les hautes latitudes se refroidiraient tout aussi indéfiniment. Il en est de même pour l’équilibre en sel.

Rôle du vent et de la température de surface

6Les deux paramètres physiques principaux qui régissent le couplage entre l’atmosphère et l’océan, et à partir desquels les termes de l’échange énergétique peuvent être calculés, sont le vent et la température de surface de l’océan.

7On a vu que le vent génère les courants susceptibles de déplacer des eaux de températures différentes, participant ainsi à la genèse des champs de températures de surface. Mais le vent a aussi une action essentielle sur l’évaporation, qu’il favorise, et, de ce fait, il intervient également dans l’échange thermodynamique entre les deux milieux et contribue aussi de cette façon à la température de surface.

8En retour, la température de surface de l’océan influence l’atmosphère et le champ de vent, en créant des zones de convection atmosphérique autour des points chauds, lesquels attirent les vents qui convergent sur ces zones. En effet, lorsque les océans ont une température de surface élevée, ils libèrent de la chaleur et de la vapeur d’eau par évaporation, et de grandes quantités d’air chaud et humide s’élèvent dans des colonnes convectives ascendantes. L’air chaud et humide se condense en altitude pour former des nuages et éventuellement des précipitations. Mais ces ascensions de l’air au-dessus des zones chaudes des océans tropicaux, qui peuvent dégénérer en dépressions tropicales et en cyclones, créent en surface des basses pressions qui aspirent l’air à la périphérie. Il en résulte que les vents convergent au-dessus des zones où les températures océaniques superficielles sont élevées (fig. 48 et 52). Nous verrons plus loin que ces zones de convergences atmosphériques jouent un rôle très important dans le développement du phénomène Enso, car leurs déplacements sont soumis à la migration des anomalies chaudes de température de surface de l’océan.

Figure 45. Bilan net de l’échange thermique moyen à la surface de l’océan en watts/m2. Les régions équatoriales constituent un puits de chaleur d’environ 50 watts par m2 en moyenne (en jaune et rouge sur la carte). À l’inverse les grands courants de bord ouest, Gulf Stream, Kuro-Shivo, sont une source de chaleur restituée à l’atmosphère à des taux très élevés pouvant dépasser 250 watts par m2 (en bleu). Le transfert de chaleur depuis les tropiques jusqu’aux hautes latitudes équilibre ce bilan. Atlas Da Silva/NOAA-IRI.

Figure 46. Pluviométrie moyenne entre 40 ° N et 40 ° S. Les régions situées au nord de l’équateur sous la zone de convergence intertropicale des alizés (ZCIT) et la région de la « piscine chaude » de l’ouest du Pacifique et de l’est de l’océan Indien présentent un maximum de précipitations, voisin de 8 mm/jour, soit environ 3 m par an. À l’inverse, les précipitations sont presque milles dans les régions orientales des océans tropicaux et sur les bordures continentales adjacentes. Atlas Da Silva/NOAA-IRI.

9Dans le domaine des échanges énergétiques et thermodynamiques, il y a donc des actions de l’atmosphère sur l’océan et des rétroactions de l’océan sur l’atmosphère qui, en boucle, déterminent l’interaction entre les deux milieux, à travers les deux paramètres les plus caractéristiques de l’interface que sont le vent et la température de surface de l’océan.

Figure 47. Le bilan net de l’échange d’eau (E-P) moyen à la surface de l’océan. Les régions situées au nord de l’équateur sous la zone de convergence intertropicale des alizés (ZCIT) et la région de la « piscine chaude » de l’ouest Pacifique et de l’est de l’océan Indien (en bleu), présentent un excès de précipitations par rapport à l’évaporation de plus d’un mètre. Au contraire, dans les régions tropicales, l’évaporation excède les faibles précipitations (en marron). Dans les régions arctiques et antarctiques, à nouveau les précipitations sont plus importantes que l’évaporation. Atlas Da Silva/IRI-NOAA.

Figure 48. La convergence atmosphérique au-dessus des eaux chaudes du Pacifique lors du développement d’un phénomène Enso. On remarque que les vents de surface (2) convergent sur la zone d’eaux chaudes de surface (1), favorisant le maintien de cette zone chaude et d’une colonne convective ascendante dans l’atmosphère. Parallèlement, on observe les mouvements de la thermocline (3). Document Cnes.

10Un troisième paramètre physique entrant dans le bilan d’énergie à la surface de l’océan doit également être mesuré. C’est le flux solaire radiatif incident, qui résulte d’un bilan complexe entre le rayonnement reçu du soleil au sommet de l’atmosphère et les réflexions, absorptions et réémissions par l’atmosphère, les terres et l’océan, comme le montre la figure 49.

Figure 49. Les composantes du bilan radiatif de la terre, exprimées en pourcentage du flux incident au sommet de l’atmosphère. Document Météo-France.

Encadre 11. Le bilan net de l'échange énergétique à l'interface air-mer
À l'interface du système couplé océan-atmosphère, l'énergie s'échange sous plusieurs formes, chaleur, rayonnement, quantité de mouvement, à diverses échelles et selon un enchaînement complexe de phénomènes physiques.
Le bilan net de l'échange énergétique à l'interface air-mer peut s'exprimer par une relation simplifiée, très utilisée car tous ses termes peuvent être évalués à partir des observations usuelles de l'interface océan-atmosphère : F = Q (1 – α – I – L – S
avec :
F : flux d'énergie net échangé entre l'atmosphère et l'océan. Il peut être positif ou négatif pour l'océan.
Q : rayonnement solaire Incident reçu à la surface de l'océan. α : albédo de la surface océanique (c'est-à-dire pourcentage d'énergie incidente réfléchie par la surface).
Q (1 – α) : rayonnement solaire net absorbé par l'océan, dépend avant tout de la latitude, de la couverture nuageuse et de l'état de la mer.
I : rayonnement de l'océan en direction de l'atmosphère dans les grandes longueurs d'onde (infrarouge). Comme tous les corps noirs, l'océan rayonne en fonction de sa température.
L : chaleur latente associée à l'évaporation et perdue par l'océan. Elle dépend principalement de la température de surface de l’océan et du vent.
S : perte ou gain de chaleur sensible de l’océan par diffusion moléculaire. C'est un terme en général faible, de l'ordre de 1/10 de L. Il peut être positif ou négatif pour l'océan, suivant le sens de la différence de température entre la mer et l'atmosphère.
La quantité de mouvement communiquée aux courants par le vent n'apparaît pas, car elle est faible et transformée en chaleur par frottement à l'intérieur de l'océan.

La famille Enso

11L’intense échange thermodynamique entre l’océan et l’atmosphère, associé à la capacité de l’océan équatorial de transporter rapidement des anomalies thermiques le long de l’équateur, est à l’origine de l’oscillation météo-océanique de grande ampleur qui affecte l’ensemble de l’océan Pacifique, et que l’on a déjà évoquée : Enso. Cette oscillation comporte une phase chaude (El Niño) et une phase froide (La Niña), et elle engendre un signal climatique qui a rapidement attiré l’attention des climatologues lorsque l’on commença d’étudier la variabilité du climat, à partir des années 1970-1980.

« El Niño » a été reconnu le premier

12El Niño est connu depuis des siècles par les pêcheurs de la côte pacifique sud-américaine. Il était également connu des civilisations préhispaniques. Bien que la zone côtière du Pérou soit un désert brûlant, l’océan qui la borde est froid et très productif biologiquement, car enrichi en sels nutritifs du fait des remontées d’eaux profondes et froides déjà observées par Alexander von Humboldt au xviiie siècle (chapitre 1) : c’est l’upwelling. Cependant, tous les ans, en décembre-janvier, un courant côtier chaud venant du nord recouvre et tempère ces eaux froides. Ce courant fut appelé par les pêcheurs locaux « El Niño » (l’enfant Jésus), parce qu’il apparaît à l’époque de Noël. Certaines années, il est plus intense, plus chaud, s’étend beaucoup plus au sud et au large, et persiste pendant plusieurs mois, voire une année. Il est alors accompagné de pluies diluviennes et d’un effondrement de la productivité marine et donc de la pêche. Cette catastrophe économique locale, aux effets souvent dramatiques, a marqué les esprits, et le terme « El Niño » n’a bientôt plus désigné que cet événement malheureux, qui se manifeste à une fréquence moyenne de deux à trois fois par décennie. Ce phénomène océanique – seulement connu à l’origine des populations côtières de l’Équateur et du Pérou - a des effets sur le climat des régions qui s’étendent sur l’ensemble du Pacifique tropical, et même au-delà, en Australie, en Indonésie, aux Philippines, voire en Afrique de l’Est, en Amérique du Nord et en Europe. Devenu le premier et le plus célèbre des signaux climatiques, ce phénomène, à présent très étudié, a fait l’objet d’une large couverture médiatique dont on reparlera.

« Desierto florido » : nom donné au phénomène d’apparition de fleurs en grand nombre dans la partie méridionale du désert d’Atacama (Nord-Chili) suite aux précipitations anormales qui s’y produisent lors des événements El Niño. Photo prise dans la région de Caldera (27 ° S) en avril 1997, alors que l’événement El Niño de 1997-1998 venait de commencer.

Figure 50. L’oscillation australe (OA) exprimée par le coefficient de corrélation de la pression atmosphérique au niveau de la mer entre Darwin (Nord-Australie) l’un des pôles de l’OA, et le reste du monde. On observe clairement une corrélation inverse entre les hautes pressions au nord de l’Australie (H) et les basses pressions observées au voisinage de l’est de la Polynésie française (L). D’après Trenberth (1984).

Puis vint l'« oscillation australe »

13Dans les années 1920, un officier britannique en poste aux Indes, Sir Gilbert Walker, se prit de passion pour la météorologie afin de rompre la monotonie de sa vie de garnison. Il devint par la suite directeur général des observatoires britanniques en Inde. Disposant en nombre d’employés et de serviteurs indiens habiles en calcul, il décida de compiler les observations de la pression atmosphérique enregistrées depuis près d’un siècle dans plusieurs stations météorologiques, en Inde, mais aussi sur les pourtours de l’océan Pacifique (Amérique centrale et du Sud, nord de l’Australie). À sa grande surprise, il découvrit une corrélation qui liait la pression atmosphérique superficielle entre deux régions situées aux deux extrémités de l’océan Pacifique tropical (fig. 50).

  • 2 En météorologie, les « téléconnexions » sont l'équivalent des « actions à distance » en océanograp (...)

14Lorsque la pression baisse à l’extrémité orientale du Pacifique, au large des côtes d’Amérique du Sud et vers les îles orientales de la Polynésie française, elle s’élève à son extrémité occidentale, au nord de l’Australie et au voisinage de la Nouvelle-Guinée et de l’Indonésie, à plus de 10 000 kilomètres de distance. C’est ce que les météorologues appelleront plus tard une « téléconnexion »2. Sir Walker l’appela Southern Oscillation, « oscillation australe » en français. L’oscillation australe est le signal climatique probablement le plus universellement connu. Comme on le verra dans la suite de cet exposé, cette oscillation de l’atmosphère qui se couple avec des mouvements de l’océan a des répercussions sur l’ensemble de la ceinture tropicale.

La famille Enso accueille « La Niña »

  • 3 L'index de l'oscillation australe est défini, par convention, par la différence de la pression atm (...)

15C’est le météorologue suédois Jacob Bjerknes qui, le premier, en 1969, associa le réchauffement océanique anormal au large du Pérou, El Niño, à l’oscillation australe, marquée dans les pressions atmosphériques de la région indopacifique, et mise en évidence quarante ans plus tôt par Sir Walker. Bjerknes montra que lorsque l’index de l’oscillation australe3 est faible (pression atmosphérique plus élevée que la normale dans le Pacifique occidental, nord de l’Australie, Indonésie, NouvelleGuinée, et plus basse dans le Pacifique oriental, à l’est de la Polynésie française), alors des eaux anormalement chaudes apparaissent quelques semaines plus tard au large de l’Équateur et du Pérou : c’est le début d’un épisode El Niño. Dès lors, El Niño fut étroitement associé à l’oscillation australe, et les deux phénomènes furent rassemblés sous le terme hispano-anglais d’Enso, pour « El Niño and Southern Oscillation ».

  • 4 C'est George Philander qui est à l'origine du concept et de l'appellation de « La Niña », qui anté (...)

16Par la suite, on identifia la phase froide d’Enso, faussement assimilée à la « situation normale », et on l’appela « La Niña4 » plutôt qu’« anti-El Niño » comme certains l’avaient suggéré. La Niña est une accentuation de la situation normale ou moyenne, avec des eaux très froides dans le Pacifique oriental, accompagnée d’un index de l’oscillation australe élevé, d’alizés forts et d’une convection atmosphérique très intense à l’ouest.

Le scénario des océanographes

17Klaus Wyrtki le premier, en 1975, proposa un mécanisme explicatif de l’ensemble de ces phénomènes, fondé sur la synthèse élaborée en 1973 par George Philander. Il fut précisé par la suite par d’autres auteurs, notamment Eugène Rasmussen et Thomas Carpenter en 1982. À partir d’une situation moyenne, considérée comme normale, le système météo-océanique oscille entre les deux phases, El Niño et La Niña, selon un enchaînement de phénomènes impliquant les couches supérieures de l’océan Pacifique tropical et la basse atmosphère.

La situation normale

18En situation normale, les vents alizés de sud-est (portant au nord-ouest), générés par la différence de pression atmosphérique entre le Pacifique oriental (sud-est de la Polynésie) et le Pacifique occidental (nord de l’Australie, Nouvelle-Guinée, Indonésie) qui constitue l’oscillation australe, poussent les eaux chaudes équatoriales vers l’ouest, où elles s’accumulent et élèvent le niveau de la mer de près de 50 cm. Il y a équilibre entre la tension du vent et la pente zonale de l’océan (fig. 53). Ces eaux chaudes du Pacifique ouest représentent le plus grand réservoir d’eaux chaudes de l’océan mondial, appelé la « warm pool » en anglais, ou « piscine chaude » en français. La température de l’eau peut dépasser 30 °C (fig. 51) sur une épaisseur de plus de 200 m. Ces eaux chaudes sont à l’origine d’une intense évaporation et de précipitations abondantes. Le ciel qui surplombe la warm pool est encombré d’importantes masses nuageuses constituées de cumulo-nimbus à grand développement vertical, qui marquent des ascendances jusqu’à la limite de la tropopause. C’est la principale zone de convergence et de convection atmosphérique de la planète, où l’océan nourrit l’atmosphère en énergie et en vapeur d’eau. Il existe deux autres régions de convection atmosphérique tropicales, mais de moindre importance, la région Caraïbes-Amazonie, et la région Afrique de l’Est-océan Indien occidental (fig. 52). Ces zones de convergences atmosphériques ascendantes au-dessus des centres de basses pressions sont compensées, en retour, par des descentes d’air sur les zones de hautes pressions atmosphériques. Dans un plan équatorial, la circulation atmosphérique se fait d’est en ouest en surface, et en sens contraire à l’altitude de la tropopause. L’ensemble constitue des cellules de circulation zonales, appelées « cellules de Walker ». La position de ces zones de convergences atmosphériques peut fluctuer au gré des migrations des eaux chaudes, en déplaçant avec elles les zones d’intenses précipitations. Nous verrons que c’est ce qui se passe lors des épisodes El Niño.

19À côté de cette circulation atmosphérique équatoriale dans le sens zonal, il existe une circulation atmosphérique méridienne, qui relie l’équateur aux tropiques et aux latitudes plus élevées, appelée « circulation de Hadley ». Cette circulation méridienne s’organise également en cellules, les « cellules de Hadley », d’autant plus actives que la circulation zonale des « cellules de Walker » est plus faible, et inversement. Ce sont les cellules de Hadley qui, pour l’atmosphère, transportent l’énergie des basses vers les plus hautes latitudes. On verra (chapitre 8) leur importance possible dans les oscillations climatiques de longue période qui entrent en jeu dans les climats glaciaires et interglaciaires.

Figure 51. La température de surface moyenne des océans. On observe, en rouge, la concentration des eaux chaudes, dont la température est voisine de 30 °C sur une épaisseur de plus de 200 mètres (voir aussi fig. 55), dans le Pacifique équatorial ouest. C’est le plus grand réservoir thermique de l’océan mondial, la « warm pool ». Document NOAA.

Figure 52. La circulation atmosphérique zonale moyenne dans un plan équatorial. On remarque des régions marquées par des ascensions rapides de l’air dans des systèmes nuageux convectifs au-dessus des zones où les températures de surface de l’océan sont élevées et où les échanges thermodynamiques sont intenses, générant évaporation et précipitations (c’est également le cas pour la forêt amazonienne). À l’inverse, des mouvements atmosphériques descendants caractérisent les régions de hautes pressions atmosphériques, où les eaux océaniques sont plus froides. L’ensemble, ascendance et retour, constitue des cellules de circulation zonales, appelées « cellules de Walker ». La plus étendue en longitude de ces cellules couvre l’océan Pacifique, elle est directement impliquée dans le phénomène Enso. D’après Wyrtki (1982).

Figure 53. Mécanisme à l’origine d’El Niño, tel qu’il fut présenté par Wyrtki en 1975. Sans vent, la couche superficielle d’eau chaude est uniformément répartie (dessin de gauche). En situation normale (dessin du milieu), la tension du vent équilibre l’accumulation des eaux chaudes sur le bord ouest du bassin, et une pente de la surface de l’océan se crée avec un upwelling à l’est.
Lorsque le vent faiblit (dessin de droite), l’équilibre entre la tension du vent et la pente de l’océan est rompu, les eaux chaudes refluent le long de l’équateur pour envahir ensuite la région orientale du bassin et générer ainsi un épisode El Niño.

Figure 54. Écart de la température de surface de l’océan Pacifique équatorial par rapport à la moyenne en décembre 1996 (anomalie froide, la Niña) et en décembre 1997 durant le pic d’El Niño. L’anomalie de température atteint 4 °C au large du Pérou, c’est un des plus puissants El Niño jamais observés. D’après Du Penhoat et Eldin (1998).

La phase chaude : El Niño

20Lorsque la différence de pression entre les régions occidentale et orientale du Pacifique équatorial, qui définit l’oscillation australe, diminue, le gradient de pression atmosphérique entre l’est et l’ouest s’affaiblit et les alizés générés par ces différences de pression faiblissent également. Ils n’équilibrent plus le bourrelet d’eaux chaudes accumulées à l’ouest (fig. 53) et celles-ci ont donc tendance à s’écouler le long de l’équateur en direction de l’est par le système des contre-courants, des sous-courants et des ondes équatoriales de Kelvin, pour envahir deux à trois mois plus tard les zones situées au large du Pérou et de l’Équateur (fig. 54 et 55).

21On observe souvent un déplacement vers l’est de la zone de convergence atmosphérique qui accompagne la migration des eaux chaudes, et qui est associée à la branche ascendante de la cellule de Walker du Pacifique. Les fortes nébulosités et les précipitations intenses associées à cette zone de convergence atmosphérique et de basse pression se déplacent donc aussi vers l’est, jusqu’au centre du Pacifique. Cette migration des basses pressions finit par atteindre le voisinage du centre de hautes pressions de la Polynésie, l’autre pôle de l’oscillation australe, qui de ce fait voit sa pression baisser. La conséquence en est que la différence de pression entre Tahiti et le nord de l’Australie (Darwin) continue de baisser. Les alizés faiblissent encore, s’effondrent et même changent de sens, accentuant encore plus le déséquilibre entre les eaux chaudes, qui ont tendance à déferler toujours plus à l’est, et le vent trop faible pour les retenir. On est entré dans une boucle d’actions et de rétroactions positive, le phénomène tend à s’emballer.

Figure 55. Le déplacement des eaux chaudes de la « warm pool », de l’ouest vers l’est, le long de l’équateur Pacifique, entre décembre 1996 et décembre 1997 (El Niño 1997-1998). Document NOAA.

  • 5 Marégraphes et altimètres spatiaux permettent de suivre l'évolution de cette topographie dynamique (...)

22Le niveau moyen de l’océan le long de l’équateur, observé à l’aide d’un réseau de marégraphes installés sur les côtes du Pacifique et sur ses îles (voir chapitre 6), monte de 10 à 20 centimètres avec le déplacement des eaux chaudes5. C’est une autre façon de suivre l’évolution d’El Niño que facilitent maintenant des techniques d’observations nouvelles, à l’aide des altimètres placés sur des satellites qui mesurent, au centimètre près, la hauteur de la surface de l’océan (chapitre 7).

La phase froide : La Niña

23Le cycle type d’El Niño et de l’oscillation australe dure environ 18 mois. Entre juillet et septembre de l’année suivant l’apparition d’El Niño le long des côtes du Pérou, on observe généralement un affaiblissement de l’anomalie thermique chaude dans le Pacifique central. Puis le phénomène régresse globalement comme il était apparu et en sens inverse : des eaux plus froides apparaissent au large des côtes du Pérou, cette tache froide se propage vers l’ouest, recréant les conditions normales d’un upwelling équatorial. Pendant ce temps, la zone de convergence atmosphérique et la branche ascendante de la cellule de Walker reprennent leur place, centrées sur l’Indonésie, la Nouvelle-Guinée et le nord de l’Australie. La différence de pression entre l’est de la Polynésie et ces régions ouest, caractérisée par l’index de l’oscillation australe, redevient normale. La pression remonte sur le Pacifique est. Les alizés reprennent de la vigueur. Les eaux chaudes qu’ils poussent vers l’ouest s’accumulent de nouveau dans la région du nord de l’Australie et de l’Indonésie, recréant la warm pool. L’océan retrouve une pente ouest-est avec un niveau moyen élevé à l’ouest. On est ainsi revenu à la situation « normale ».

24À partir de là, on peut basculer dans une phase « anti-El Niño », appelée maintenant « La Niña ». Les alizés deviennent encore plus intenses qu’en situation normale, l’upwelling équatorial des régions orientales s’intensifie, les eaux superficielles deviennent très froides et peuvent descendre à l’équateur au-dessous de 17 °C près des îles Galapagos, comme ce fut observé en 1998. Les précipitations liées aux zones de convection atmosphérique, qui ont repris leur place à l’ouest, s’intensifient. L’Indonésie, le nord de l’Australie, la NouvelleGuinée sont affectés par des précipitations exceptionnelles et des inondations catastrophiques. À l’inverse, à l’est, en Équateur, au

Figure 56. Schéma composite décrivant les deux phases d’Enso : El Niño (en haut) et La Niña (en bas) ainsi que la situation intermédiaire dite « normale » (au milieu). Apparaissent clairement sur ce schéma l’évolution de la température de surface, de la profondeur de la thermocline, et du déplacement des régions convectives atmosphériques. D’après document OMM.

Figure 57. Le passage rapide d’une phase froide (La Niña) à une phase chaude (El Niño) entre décembre 1996 (en haut) et juin 1997 (en bas) annonçant El Niño de 1997-1998. Voir aussi fig. 54. Les températures de surface sont exprimées en écarts par rapport à la moyenne. Les courants de surface sont calculés à partir des topographies dynamiques établies à l’aide du satellite Topex-Poseïdon. Dans la région orientale, au large de l’Equateur et du Pérou, on est passé, en écarts relatifs de température, de - 2 °C à + 2 °C en 6 mois. Document OMM.

25Pérou, au Chili, la sécheresse s’installe. Le désert du nord du Pérou redevient un désert en attendant le prochain épisode El Niño, qui le fera reverdir pendant quelques mois. Le cycle complet « El Niño » – « La Niña » est synthétisé sur la figure 56, tandis qu’un exemple d’un passage rapide de « La Niña » à « El Niño » est présenté figure 57.

Enso est-il prévisible ?

26Enso se présente donc comme une oscillation entre deux phases, une phase chaude El Niño et une phase froide La Niña. Il s’agit d’une oscillation instable et irrégulière, d’intensité variable, avec des périodes de rémission. Depuis les années 1950, date à partir de laquelle des observations fiables sont disponibles, on a observé une douzaine de ces oscillations, d’intensité variable (fig. 58).

27Le phénomène est partiellement chaotique et il sera probablement toujours impossible de prévoir l’enchaînement de plusieurs cycles à l’avance et de savoir dans quel sens évoluera le phénomène, vers la phase chaude ou la phase froide, avant que celle-ci ne soit déjà engagée. Cette question des limites de la prévisibilité d’Enso a beaucoup agité les esprits durant le programme Toga et a contribué à stimuler les expériences de prévision à l’aide de modèles divers. Une capacité de prévision de plusieurs mois à l’avance, qui tient à la « mémoire » de l’océan attachée à la relative lenteur de son évolution comparée à celle de l’atmosphère, est possible lorsqu’une phase est en cours de développement. Mark Cane et Stephen Zebiak, en 1991, ont été les premiers, à l’aide d’un modèle simple, à faire une telle prévision 12 mois à l’avance avec un réel succès (fig. 59), ce qui eut un certain retentissement.

Figure 58. El Niño (en rouge) et La Niña (en bleu) depuis 1950, exprimés par l’écart de la température de surface par rapport à la moyenne, dans la région équatoriale orientale du Pacifique caractéristique du phénomène. Depuis 1980, on a observé les deux événements El Niño les plus marqués du siècle : 1982-1983 et 1997-1998. Une tendance générale au réchauffement peut aussi être relevée. Document OMM.

Figure 59. La première prévision d’El Niño, réalisée par Mark CANE (1991) et Stephen Zebiak 12 mois à l’avance en 1991. Ce fut un succès, comme le montre la comparaison de la prévision (en bas) et des observations réalisées 12 mois plus tard (en haut).

28Malheureusement, cette prouesse ne fut pas confirmée et il fallut attendre des modèles couplés océan-atmosphère plus sophistiqués, à haute résolution, pour obtenir une meilleure fiabilité dans la prévision.

29Parmi les nombreux modèles de prévision d’Enso développés durant le programme Toga, que l’on analysera plus en détail chapitre 6, on distingue des modèles statistiques et des modèles physiques, dont on peut dresser ici un rapide panorama concernant leurs capacités de prévision. Les modèles statistiques sont généralement basés sur des techniques de régressions linéaires simples utilisant de longues séries temporelles d’observations passées. Les modèles de prévision physiques sont des modèles couplés de complexité variable, depuis des modèles océaniques simples, « shallow water » couplés avec des modèles atmosphériques également simplifiés, tels que celui de Cane et Zebiak, jusqu’à des modèles de circulation générale océanique (OGCM) complets couplés avec des modèles de circulation générale atmosphérique (AGCM). Tous ces modèles, à la fois statistiques et physiques, ont des capacités de prévision à peu près semblables qui dépassent à peine une année (en 2005).

Figure 60. Capacité de prévision des modèles d’Enso (exprimée par un coefficient de corrélation entre les prévisions et les observations) en fonction de l’échéance de la prévision et de la période de l’année où elle est établie. Document établi par l’IRI à partir d’une dizaine de modèles de prévision. On remarque que les prévisions sont acceptables jusqu’à 12 mois à l’avance environ (coefficient de corrélation supérieur à 0,5). Mais la capacité de prévision est variable en fonction de la date où la prévision est établie. Une prévision peut être considérée de qualité acceptable jusqu’à une échéance voisine de 15 mois si elle est initialisée en septembre-octobre.
En revanche, elle devient rapidement médiocre si elle est initialisée en mai-juin.

30Plusieurs instituts, principalement américains mais aussi européens, diffusent régulièrement leurs prévisions. Un Institut international de recherche sur la prévision du climat (International Research Institute for Climate PrEdiction – IRI), créé aux États-Unis à la suite de Toga, réalise des tests de validation croisés de ces prévisions et les rassemble en une combinaison unique, censée donner la prévision la plus fiable possible du phénomène, et la distribue à tous les pays riverains du Pacifique qui subissent l’impact de cette oscillation climatique.

31La capacité de prévision des modèles actuels ne dépasse pas, au mieux, 15 mois (fig. 60). Mais une prévision établie au printemps de l’hémisphère boréal (avril/mai) sera moins performante qu’une prévision initialisée à l’automne. Les raisons de cette dépendance saisonnière de la qualité des prévisions opérées par les modèles actuels sont encore mal connues.

32Mais d’autres questions, plus fondamentales encore pour la prévisibilité d’Enso, demeurent aujourd’hui sans réponse. Les recherches sur la nature, en partie chaotique, du système physique couplé océan-atmosphère à l’origine d’Enso menées au cours du programme Toga n’ont pas apporté de réponses définitives à cette question de la limite théorique de prévisibilité du phénomène. Il semble bien néanmoins qu’Enso ne soit pas prévisible au-delà d’un seul cycle, associant un épisode chaud et un épisode froid.

33Ainsi, comme pour la prévision quotidienne du temps, qui ne peut dépasser 2 à 3 semaines, la prévision d’une oscillation météo-océanique telle qu’Enso serait impossible au-delà d’une période temporelle d’une quinzaine de mois, certes plus longue que les 2-3 semaines de la prévision météorologique, mais limitée à la persistance de la « mémoire » que l’océan peut conserver des conditions initiales qui l’ont affecté à un moment donné.

Existe-t-il un « El Niño » atlantique ?

34La question s’est posée après qu’il fut reconnu que la physique océanique équatoriale était la même dans les océans Pacifique et Atlantique. Ces deux océans se distinguent principalement par leur taille : le Pacifique est plus de trois fois plus étendu que l’Atlantique dans le sens zonal à l’équateur, et la configuration de leur bassin est différente. Deux Français, Philippe Hisard et Jacques Merle, se sont intéressés à cette question, qui a ensuite été reprise dans les programmes Focal et Sequal. Ces auteurs ont fait l’hypothèse d’un « El Niño atlantique », montrant qu’à l’équateur, la dynamique des océans Atlantique et Pacifique induit des phénomènes thermiques superficiels semblables, mais qui se distinguent néanmoins par leur amplitude et leur variation saisonnière.

Figure 61. Pentes dynamiques équatoriales ouest-est moyennes (hauteur dynamique en cm par rapport à 1 000 m) de la surface des océans Atlantique (en rouge) et Pacifique (en noir), en fonction de la longitude. On remarque que, dans l’Atlantique, la surface de l’océan présente une pente ouest-est jusqu’à la longitude 10 ° W avec un dénivelé de l’ordre de 30 cm. À 10 ° W, la hauteur dynamique passe par un minimum où les eaux froides de la thermocline affleurent en surface. Plus à l’est au contraire, dans le golfe de Guinée et en direction des côtes africaines, la pente s’inverse, ce qui diffère du Pacifique et créé une accumulation d’eaux chaudes en direction de l’est pouvant être interprétée comme un El Niño permanent.

Un pseudo « El Niño » permanent dans l'Atlantique ?

35L’océan Atlantique tropical oriental, par sa géométrie particulière (golfe de Guinée), est le réceptacle d’eaux dessalées et chaudes qui s’accumulent en permanence dans cette région, créant, jusqu’à la côte africaine, une pente dynamique inverse de celle qui existe en direction de l’ouest, c’est-à-dire qu’il existe une accumulation d’eaux chaudes à l’est comme à l’ouest. C’est là une différence importante avec le Pacifique oriental, où cette particularité n’existe pas (fig. 61).

36Ainsi, un minimum de hauteur dynamique, où affleurent les eaux froides de la thermocline, se crée dans une fenêtre du golfe de Guinée, grossièrement entre l’équateur et 5 ° S et entre 0 ° et 20 ° W. À l’inverse du Pacifique oriental, ces remontées d’eaux froides dans l’Atlantique se manifestent seulement pendant une courte période de l’année (de juin à septembre). Ainsi, les eaux chaudes prédominent dans l’Atlantique équatorial oriental pendant près de neuf mois par an. Cela amènera Hisard et Merle à affirmer que, si l’on compare les régions orientales Pacifique et Atlantique, l’Atlantique est affecté par un « El Niño (presque) permanent ». Mais cette identification à El Niño des eaux chaudes de l’Atlantique équatorial oriental s’est avérée impropre car, à la différence du vrai El Niño du Pacifique, qui se manifeste seulement quelques semaines à Noël et plus longtemps certaines années et possède donc un caractère interannuel, les eaux chaudes presque permanentes de l’Atlantique équatorial oriental font partie intégrante de son cycle saisonnier.

Figure 62. La température de surface de l’océan Atlantique intertropical en juillet-août 1983 (en haut) et en juillet-août 1984 (en bas). En juillet-août 1984, les eaux froides de l’upwelling équatorial prolongeant le courant de Benguela (en bleu) ont disparu, recouvertes par des eaux anormalement chaudes. Cette situation est très semblable à celle qui prévaut dans le Pacifique au cours d’un El Niño. Cet « événement chaud » atlantique de 1984 est un rebond de l’El Niño de 1982-1983, la courroie de transmission entre le Pacifique et l’Atlantique étant le vent (fig. 63 et 64). D’après Philander (1986).

Un événement chaud atlantique semblable à El Niño

37Mais certaines années, comme en 1963 et 1968, et plus récemment en 1984, les eaux froides normalement présentes pendant la courte période (de juin à septembre) de l’upwelling équatorial atlantique peuvent être à leur tour recouvertes par des eaux chaudes (fig. 62). On note ces années-là une « anomalie chaude » qui participe d’une variabilité interannuelle appréciable. On a alors affaire à un phénomène tout à fait semblable à un El Niño du Pacifique, car il n’est plus seulement saisonnier mais interannuel.

38En 1984, cet événement chaud atlantique s’est développé avec une amplitude inhabituelle, jamais observée jusque-là. Les programmes français et américain Focal et Sequal, présentés chapitre 4, ont permis de recueillir sur cet océan des observations très complètes pendant deux années consécutives. Par chance, ces programmes d’observations ont coïncidé avec l’oscillation météo-océanique la plus marquée du siècle, qui affecta à la fois l’océan Pacifique en 1982-1983 et l’océan Atlantique en 1984. On a ainsi pu relier entre eux ces deux événements, pacifique et atlantique, et mieux comprendre la « réponse chaude » de l’océan Atlantique tropical à un épisode El Niño marqué.

39Nous reprenons ici (fig. 62) l’illustration de cet événement chaud atlantique, publiée dans la revue Nature par George Philander en 1986, ainsi qu’une description plus complète de l’événement et de son explication, déjà évoquée chapitre 4 dans un paragraphe consacré aux résultats des programmes Sequal et Focal. Pendant la première partie de l’année 1984, les conditions océaniques et atmosphériques de l’Atlantique tropical ont été, en bien des points, tout à fait semblables à celles qui avaient affecté le Pacifique tropical un an plus tôt en 1982 et 1983. Les couches supérieures de l’océan Atlantique tropical, dans sa partie orientale, furent marquées par des anomalies positives de température de surface supérieures à 3 °C, atteignant même le long des côtes de l’Angola plus de 4 °C. Des pluies torrentielles s’abattirent sur les régions habituellement sèches du sud de l’équateur, en Namibie et en Angola. Par ailleurs, le contrecourant équatorial nord s’était intensifié, et on a pu observer au sud de l’équateur, vers 5 ° S, un contre-courant équatorial sud tout à fait inhabituel.

40Parallèlement à ces modifications spectaculaires des conditions de la surface océanique, des perturbations tout aussi inhabituelles affectèrent la structure thermique profonde de la partie orientale du bassin. De janvier à avril 1984, on observa dans le golfe de Guinée un effondrement de la thermocline, dont la profondeur moyenne passa de 40 mètres en février 1983 à près de 200 mètres en janvier et février 1984, relevant ainsi la hauteur dynamique de cette région orientale à un niveau jamais vu auparavant (fig. 63).

41Ces modifications de la profondeur de la thermocline étaient la conséquence directe des modifications importantes survenues dans le champ de vent à l’ouest du bassin. On a assisté fin 1983 à un effondrement brutal de la tension zonale du vent qui équilibrait la pente dynamique ascendante de l’océan à l’ouest. Cet équilibre rompu, les eaux accumulées à l’ouest ont reflué vers l’est en intensifiant les contre-courants et le sous-courant équatorial, comme dans le Pacifique. On a donc assisté en 1984 dans l’Atlantique à un phénomène dont le scénario physique est en tous points semblable à celui d’un El Niño classique du Pacifique. Mais il y a plus...

Figure 63. Pente dynamique le long de l’équateur atlantique (en cm par rapport à la profondeur de 500 m) durant les campagnes hydrologiques Focal, en 1983 et 1984. On remarque en janvier 1984 (courbe rouge) le relèvement de la pente en direction des côtes africaines, caractéristique d’un effondrement de la thermocline. À comparer avec la situation moyenne (en noir), et celle de juillet-août 1983 (en bleu) qui correspond à l’intensification des alizés dans l’Atlantique durant l’El Niño du Pacifique.

Les événements chauds atlantiques et El Niho sont liés

42L’événement chaud atlantique de 1984 est lié à celui du Pacifique de 1982-1983 par le vent, qui joue le rôle d’une courroie de transmission entre les deux bassins océaniques. Le champ de vent a en effet été perturbé durablement par El Niño sur l’ensemble de la ceinture tropicale, y compris sur le secteur Atlantique. Lorsque l’anomalie chaude était à son apogée dans l’est du Pacifique, en janvier-février 1983, les vents, de part et d’autre de l’isthme de Panama, avaient tendance à converger sur la région océanique chaude. Mais ces vents, au-delà de l’isthme de Panama, sont les alizés atlantiques de nord-est (fig. 64). Du coup, ils se sont renforcés au début de 1983 sur le secteur atlantique, créant ainsi une situation « anti-El Niño » ou « La Niña », en accumulant en abondance des eaux chaudes dans l’Atlantique ouest. Lorsque, en 1984, la situation est redevenue normale dans le Pacifique, avec des alizés soufflant en direction de l’ouest, et dans l’Atlantique des alizés ayant baissé d’intensité, il y a eu déséquilibre entre l’excès d’eaux chaudes accumulées dans l’Atlantique ouest, et la tension du vent. Ces eaux se sont alors répandues le long de l’équateur en direction de l’est et du golfe de Guinée, générant ainsi l’événement chaud atlantique de 1984.

43On voit donc que les océans équatoriaux Pacifique et Atlantique réagissent en opposition de phase vis-à-vis de l’oscillation Enso, ce qui explique le décalage d’environ une année entre les événements chauds affectant ces deux bassins océaniques. Une étude sur modèle, diligentée par la Française Pascale DELECLUSE (1994) avec plusieurs collaborateurs, a confirmé ce schéma.

Le rôle de l'océan Indien

La mousson masque la dynamique équatoriale

44L’océan Indien est dominé par un signal climatique saisonnier, la mousson, caractérisée par une renverse des vents, apportant de l’humidité à la péninsule indienne et au continent asiatique. La mousson a son origine dans l’énorme contraste saisonnier entre été et hiver qui affecte les conditions de pression et de température du continent asiatique et génère une renverse du régime des vents (fig. 65). Les premiers navigateurs arabes, dès le Moyen Âge, avaient su mettre à profit cette renverse saisonnière des vents pour leurs allers et retours entre l’Afrique et les côtes indiennes.

45Durant l’été boréal (de mai à octobre), les basses pressions atmosphériques du continent asiatique génèrent des vents de sud-ouest (portant en direction du nord-est), au nord de l’équateur. Ces vents se chargent d’humidité puisée dans l’océan et arrosent le continent indien : c’est la mousson de sud-ouest. Lors de l’hiver boréal (de novembre à avril), au contraire, les hautes pressions atmosphériques du continent asiatique génèrent des vents de nord-est (portant au sud-ouest) : c’est la mousson de nord-est. Les dates de renverses de ces régimes de vent, bien que variables d’une année à l’autre, sont calées sur les mois de mai et d’octobre.

Figure 64. Schéma montrant la perturbation du champ de vent sur le Pacifique oriental et l’Atlantique occidental lorsqu’un épisode El Niño est à son apogée dans l’océan Pacifique, comme en 1983. Les vents ont tendance à converger au-dessus des eaux chaudes (en rouge), ce qui a pour effet d’intensifier les alizés atlantiques, en continuité avec ceux du Pacifique à travers l’isthme de Panama, et donc d’accumuler des eaux chaudes en grande quantité dans l’Atlantique ouest. Lorsque, près de 12 mois plus tard, la situation redevient normale dans le Pacifique, les alizés atlantiques faiblissent brutalement et n’équilibrent plus les eaux chaudes accumulées, qui déferlent en direction de l’est le long de l’équateur. Un événement chaud atlantique est alors en route. Ce scénario explique l’opposition de phase des événements chauds (El Niño) ou froids (La Niña) entre le Pacifique et l’Atlantique.

Figure 65. La mousson indienne. Entre mai et octobre, les vents de sud-ouest chargés d’humidité, aspirés par les basses pressions des hauts plateaux de l’Himalaya, arrosent la côte sud-ouest de l’Inde, le Bengladesh et les contreforts du massif himalayen. Entre novembre et avril, les hautes pressions de l’Himalaya inversent le sens des vents qui soufflent alors de nord-est. Document Météo-France.

46Le régime des vents soufflant sur la région équatoriale de l’océan Indien est donc très différent du système des vents alizés nord et sud des océans tropicaux Pacifique et Atlantique, grossièrement symétriques par rapport à l’équateur, mais soufflant généralement toute l’année en direction de l’ouest.

47Les vents de mousson traversent l’équateur et changent de direction en mai et en octobre, générant temporairement en surface à l’équateur un courant rapide (jet) en direction de l’est, appelé « jet de Wyrtki » ou « jet de Yoshida » du nom de leurs découvreurs. Pendant la mousson de nord-est, de novembre à avril, se manifeste un sous-courant équatorial, découvert et décrit par l’Anglais John Swallow lors de l’expédition internationale menée sur l’océan Indien en 1964. Nous avons vu (chapitre 4) que la découverte de ce sous-courant équatorial dans l’océan Indien, à une période de l’année où les vents ont une composante d’est (donc portant à l’ouest), avait été considérée comme une preuve que le sous-courant équatorial était commun aux trois océans et lié aux gradients de pression générés par des vents portant à l’ouest.

48Ainsi l’océan Indien, bien que dominé par la mousson, conserve néanmoins, de novembre à avril, un système de circulation équatoriale conforme à celui qui prévaut dans les océans Pacifique et Atlantique.

Enso a-t-il son origine dans l’océan indien ?

49La zone de convection atmosphérique du Pacifique ouest au-dessus des eaux chaudes de la warm pool s’étend aussi par continuité à l’extrémité orientale de l’océan Indien (fig. 51) et les vents d’ouest (portant à l’est) de l’océan Indien équatorial oriental contribuent aussi (comme les vents d’est du Pacifique) à la convergence responsable de la vaste zone de convection atmosphérique reliant les deux océans (fig. 66 et 52). Ainsi il existe aussi une warm pool dans la région orientale de l’océan Indien. Des relations entre l’océan Pacifique et l’océan Indien, qui ne font qu’un dans cette région, sont donc possibles par continuité. Une équipe française, sous la conduite de Michelle Fieux et de Robert Molcard, a mesuré les flux d’eaux entre l’océan Pacifique occidental et l’océan Indien oriental, dans les détroits situés entre l’Indonésie et le nord de l’Australie. Ils ont observé que le transport d’eaux chaudes venant du Pacifique et s’écoulant en direction de l’océan Indien était divisé par dix en situation El Niño.

50Par ailleurs, dans l’atmosphère, les vents d’ouest de l’océan Indien oriental sont affectés par des oscillations d’origine mystérieuse, de 30-40 jours de période, appelées « ondes de Maden-Julian » du nom de leurs découvreurs. Ces ondes traversent parfois la frontière indopacifique, contribuant à l’affaiblissement, voire à la renverse des vents d’est du Pacifique. Certains auteurs ont vu dans ces poussées de vents d’est venant de l’océan Indien oriental l’origine des épisodes El Niño du Pacifique. D’autres encore, comme les Américains Tim Barnett et Kevin Trenberth, ont montré que les alizés et les vents de mousson sont inextricablement liés entre eux aux grandes échelles spatiales. Ils ont détecté des anomalies de pression de la basse atmosphère, qui apparaissent dans l’est du continent asiatique et se propagent jusque dans le Pacifique, contribuant ainsi à l’oscillation australe et parfois au déclenchement d’un épisode Enso.

Figure 66. Températures et courants de surface en février et en août dans la région Indo-Pacifique. Document OMM.

51Les océans Pacifique et Indien sont donc liés, ce que la géographie nous avait déjà appris, mais au-delà de leurs connexions océaniques à travers les détroits reliant l’Australie à l’Indonésie, c’est l’atmosphère et le continent asiatique soumis à un énorme contraste saisonnier qui déterminent cette relation. Dès lors, on peut penser que le phénomène Enso pourrait trouver son origine dans les perturbations affectant le climat du continent asiatique et la mousson, ce que certains auteurs ont avancé.

Les conséquences climatologiques, socio-économiques et... médiatiques d'Enso

52Il existe ainsi des courroies de transmission, principalement par l’atmosphère, qui relient les événements générés dans l’océan Pacifique tropical à ceux qui affectent les autres océans tropicaux, Atlantique et Indien, et plus loin encore. Il n’est donc pas étonnant que les impacts climatologiques du phénomène Enso s’étendent à l’ensemble de la ceinture tropicale, et au-delà. Enso a des répercussions globales et perturbe l’atmosphère, non seulement dans les tropiques mais aussi dans les régions tempérées plus septentrionales. Les perturbations climatiques, résultats de cette interaction globale entre l’océan et l’atmosphère, touchent avant tout l’économie et la vie de nombreux pays du Sud. Mais les continents américains du Nord et du Sud, l’Europe et certaines régions d’Asie sont aussi affectés (fig. 67). C’est cette universalisation, en partie supposée, des conséquences de ce phénomène qui a probablement contribué à sa forte médiatisation à partir des années 1980, alors que les pays du Sud connaissaient depuis longtemps ces oscillations climatiques et s’y étaient adaptés sans bruit.

Impacts climatologiques d'El Niño, inondations et sécheresses

53Les conséquences climatologiques d’El Niño sont spectaculaires. Lorsque les eaux chaudes et les zones de convection atmosphérique, accompagnées de précipitations intenses et fréquentes, se déplacent du Pacifique occidental (Nord-Australie, Indonésie, Nouvelle-Guinée) vers le Pacifique central et oriental, les précipitations désertent ces régions occidentales. Des sécheresses intenses perturbent alors l’agriculture mais surtout fragilisent les forêts desséchées, bientôt ravagées par des incendies exceptionnels comme ce fut le cas en Indonésie, aux Philippines et dans le nord de l’Australie en 1997 et en 1998. À l’inverse, les atolls du Pacifique central (îles Marshall, Gilbert, Christmas) sont frappés par des pluies diluviennes.

  • 6 Les archéologues et les paléoclimatologues ont d'ailleurs observé des coïncidences entre les dates (...)
  • 7 Les deux principales cultures du Pérou sont le riz et le coton. Il est clair que la culture du riz (...)

54Mais ce sont surtout les États riverains de l’extrémité orientale du Pacifique (Colombie, Équateur, Pérou) qui subissent les dommages les plus importants. Les pluies diluviennes, qui ne peuvent être évacuées par le réseau hydrographique, engendrent un ruissellement sauvage qui détruit les infrastructures, ponts, digues, routes, voies ferrées, maisons, et les vies humaines, comme ce fut le cas en 1982-1983, quand 90 000 familles du Pérou et de l’Équateur virent leurs habitations détruites6. Par ailleurs, les pluies excessives qui s’abattent sur ces régions frappent l’agriculture et induisent une perte de revenus des agriculteurs pouvant atteindre 50 % lorsque l’arrivée du phénomène n’a pas été prévue7 et ses conséquences anticipées. Enfin, l’humidité et la chaleur favorisent la propagation de maladies endémiques, telles que la malaria et la dengue, liées à ces conditions climatiques exceptionnelles. En revanche, le désert de l’Atacama, au nord du Pérou, reverdit et refleurit, créant un paysage étonnant.

Figure 67. Les impacts climatiques d’El Niño (anomalies de précipitations et de températures), en hiver boréal (carte du haut) et en hiver austral (carte du bas). D’après Ropelewski et Halpert (1987).

55Ces perturbations climatiques n’affectent pas seulement la région Pacifique, elles se manifestent pratiquement sur l’ensemble de la ceinture tropicale. Le nord-est du Brésil et l’Amérique centrale peuvent aussi être affectés par la sécheresse. Le sud-est de l’Afrique également. Des corrélations encore plus étonnantes ont été établies entre El Niño et des régions aussi éloignées que le nord-est du Canada, l’Alaska et la Chine, qui seraient affectées par des températures caniculaires l’été suivant un El Niño. Néanmoins, ces relations ne sont pas totalement démontrées et restent contestées par certains climatologues.

Perturbations des écosystèmes marins

56Une autre source de nuisance des épisodes El Niño est liée à l’élévation de la température de l’océan qui affecte principalement les régions maritimes au large du Pérou et de l’Équateur. Les eaux chaudes qui recouvrent soudain les eaux plus froides riches en sels nutritifs venant des profondeurs par upwelling inhibent la production de phytoplancton par photosynthèse, bouleversant l’écosystème régional et la chaîne alimentaire jusqu’aux poissons pélagiques, qui conditionnent la pêche dans cette région. L’écosystème est perturbé, la répartition des espèces migratoires se modifie, avec une diminution de la disponibilité de nourriture pour certaines espèces et parfois une augmentation du nombre des prédateurs.

57Au large du Pérou, l’anchois et la sardine constituent les principales espèces pêchées, cette activité représente même la première source de revenus du pays. Les anchois fuient l’eau chaude, non seulement parce qu’elle raréfie leur nourriture, mais aussi pour des raisons biologiques liées à leur mode de vie. Les bancs d’anchois se réfugient alors dans les quelques poches d’eau froide qui peuvent subsister ou migrent plus au sud à la recherche d’eaux plus fraîches. Leur concentration dans des poches froides d’extension limitée permet des « pêches miraculeuses » en début d’épisode El Niño, car les poissons ainsi regroupés deviennent plus vulnérables à l’effort, de pêche. Mais, à plus long terme, le résultat est catastrophique et peut aboutir à l’épuisement du stock pour plusieurs années.

Cyclones et événements météorologiques extrêmes

58Les eaux chaudes associées à El Niño n’affectent pas seulement la vie marine, elles favorisent aussi la formation de cyclones, de dépressions tropicales et d’autres événements météorologiques extrêmes. L’une des conditions nécessaires à la formation des cyclones est que l’océan renferme un réservoir thermique et donc énergétique suffisant, ce qui implique des températures de surface supérieures à 26 °C sur plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur (fig. 51 et 68). Durant El Niño, le déplacement des eaux chaudes vers le Pacifique central et oriental soumet les régions traversées à la menace de cyclones, alors que normalement elles sont épargnées, la température de surface de l’océan demeurant insuffisante. C’est ainsi que la Polynésie française, qui n’avait plus connu de cyclone depuis le début du siècle, fut frappée six fois en cinq mois par des cyclones dévastateurs durant l’épisode El Niño de 1982-1983.

59La fréquence et l’intensité des cyclones frappant les océans Indien et Atlantique sont liées au phénomène El Niño : ainsi, on observe des cyclones moins nombreux et moins violents dans l’Atlantique les années où il sévit. Cela s’explique par le fait qu’un El Niño dans le Pacifique correspond à une phase froide dans l’Atlantique, comme on l’a vu précédemment, donc moins favorable au développement de cyclones. Le phénomène est inverse pendant les événements La Niña.

60Par ailleurs, le réchauffement général des eaux océaniques lié au réchauffement planétaire global accentue encore la probabilité de cyclones violents, pas seulement dans le Pacifique tropical, mais aussi dans les deux autres océans. C’est ce qui semble avoir été constaté au cours des vingt dernières années.

Fragilisation des formations coralliennes, des côtes et des îles

61Les formations coralliennes s’accommodent mal de températures trop élevées et elles peuvent dans ce cas être affectées par un phénomène appelé le « blanchiment », qui annonce leur mort. Ce phénomène s’étend sur presque toutes les régions tropicales, et particulièrement dans le Pacifique. Il n’est pas seulement attribuable aux épisodes El Niño, qui ont existé de tout temps, mais plus probablement au « réchauffement global » des océans et de l’atmosphère qui accompagne le changement climatique en cours, dont il sera fait mention plus en détail chapitre 8. Mais le « réchauffement global » semble également avoir une action sur l’intensité des épisodes El Niño depuis les années 1980, comme l’indique la figure 58 – bien que cette question soit encore débattue dans la communauté scientifique. Les deux phénomènes ne sont donc probablement pas totalement indépendants et on peut attribuer aux phénomènes El Niño actuels, particulièrement intenses, une part de responsabilité dans la mort des coraux.

Figure 68. Zones de formation et trajectoires des cyclones en situation normale. En situation El Niño très marquée, les eaux chaudes qui ont envahi le Pacifique central et oriental, comme la Polynésie, peuvent aussi favoriser le développement de cyclones dans ces régions. D’après document NOAA.

Colonie corallienne en phase de blanchiment : Acropora sous l’effet du stress dû à une augmentation anormale de la température de l’eau. Le blanchiment provient d’une expulsion d’algues microsymbiotiques, les « algues zooxanthelles ».

62Un autre aspect dramatique des changements climatiques en cours affectant les îles et leurs côtes peut également être mis en rapport avec El Niño. Au cours de sa propagation, ce phénomène véhicule une couche d’eaux chaudes qui élève de quelques dizaines de centimètres le niveau de la mer, ce qui, dans les îles coralliennes très basses, peut fragiliser les côtes, surtout si ces eaux chaudes attirent des dépressions tropicales et des cyclones destructeurs. Une dizaine d’États situés principalement dans les océans Pacifique et Indien et dont l’altitude maximale ne dépasse pas cinq mètres sont menacés de disparition totale au cours du siècle, du fait de la conjonction possible de trois événements : (1) l’élévation continue, bien que lente (2 à 3 millimètres par an), du niveau moyen de l’océan (chapitre 7) ; (2) un El Niño apportant, comme nous venons de le voir, quelques dizaines de centimètres d’eau supplémentaires pendant plusieurs semaines ; (3) enfin, un cyclone qui peut élever le niveau de l’océan de plusieurs mètres pendant quelques heures et qui est accompagné de vents très violents. Ces trois phénomènes (sans prendre en compte les tsunami et les glissements de terrains sous-marins ayant d’autres origines) sont largement indépendants les uns des autres, mais ensemble ils sont susceptibles de balayer un atoll en quelques heures et de rayer de la carte plusieurs États souverains. Cette menace est suffisamment sérieuse pour que ces États se soient rassemblés au sein de l’ONU en une organisation particulière (Alliance Of Small Islands States – Aosis) afin d’être en mesure de solliciter les soutiens nécessaires pour les protéger contre le risque de devenir « les premières victimes, non coupables, du changement climatique global », ainsi qu’ils se qualifient eux-mêmes face à leur périlleuse situation.

La Niña, nuisance ou bienfait ?

63Les nuisances de La Niña sont plus difficiles à identifier, car ces épisodes froids se manifestent seulement par une intensification de la situation normale, ce qui a longtemps occulté cette deuxième phase d’Enso. On peut cependant remarquer que La Niña se caractérise par une chaleur et des précipitations excessives dans le Pacifique occidental (Nord-Australie, Indonésie, Nouvelle-Guinée) et des eaux très froides et donc très productives à l’extrémité orientale du Pacifique. Dans le domaine de la pêche, cette situation, loin d’être une nuisance, peut au contraire contribuer à régénérer, par une productivité océanique accrue, les stocks de poissons pélagiques, et donc à terme favoriser la pêche. Néanmoins, la faiblesse – voire l’absence totale – de précipitations sur le continent sud-américain, au Pérou et en Équateur notamment, a des conséquences négatives sur l’agriculture. Si le coton peut se satisfaire d’une pluviométrie réduite, une sécheresse prolongée peut être nuisible à cette production. Enfin, comme on vient de le voir, les épisodes La Niña correspondent à un accroissement du nombre et de l’intensité des cyclones dans l’Atlantique tropical occidental, même si la relation de cause à effet est indirecte.

Impacts socio-économiques et médiatiques d’Enso

64Il y a un siècle, les méfaits d’El Niño n’étaient connus que des pêcheurs péruviens et équatoriens, qui devaient faire face ces années-là à des saisons de pêche catastrophiques. Les conditions environnementales anormales des eaux côtières ont des effets immédiats sur les ressources halieutiques. Elles peuvent conduire à une raréfaction des prises, mais l’inverse, une capturabilité accrue par la concentration des poissons dans des poches froides, peut être un désastre encore plus grand. Ayant prélevé une partie de ce qui peut être considéré comme le « capital » plutôt que les « intérêts annuels », les pêcheurs de ces deux pays se sont trouvés dans une situation critique, à partir de 1972-1973, à la suite d’un El Niño d’intensité moyenne, quand la conjonction d’un effort de pêche industriel sans précédent avec l’arrivée de la masse d’eaux chaudes réduisit rapidement à néant cette pêche pour les dix années qui suivirent, mettant au chômage 100 000 pêcheurs. Ce fut un désastre économique jamais observé pour le Pérou. Depuis cette époque, des procédures de sauvegarde des espèces et de gestion de l’effort de pêche ont été mises en place qui, couplées avec une prévision des épisodes El Niño, ont permis de préserver une partie du potentiel de pêche de cette région. On voit que dans le seul domaine des ressources halieutiques, l’impact économique d’El Niño est énorme pour les pays les plus directement touchés par ce phénomène.

L’élévation continue du niveau moyen de l’océan, conjuguée à un épisode El Niño et un cyclone, est susceptible de rayer de la carte, au cours du xxie siècle, une dizaine d’États constitués d’atolls de très faible altitude.

Figure 69. L'impact médiatique d’El Niño. Les titres, à la une de plusieurs quotidiens et magazines français : Le Monde, Le Figaro, Libération, Le Point...

65Mais la diminution de la pêche est loin de constituer la seule nuisance pour les nations riveraines du Pacifique, bien que leurs économies en dépendent majoritairement. À la suite de l’El Niño de 1982-1983, comme pour celui plus récent de 1997-1998, des études socioéconomiques ont tenté d’estimer l’ensemble des dommages occasionnés par ces événements. L’étude la plus connue a été menée par Michael Glantz, pour les pays riverains du Pacifique, l’Indonésie, l’Australie, le Chili, le Pérou, l’Équateur, mais aussi pour des pays plus éloignés tels que le Brésil, l’Inde, la Chine, l’Afrique du Sud, et même des pays des latitudes tempérées tels le Japon, les États-Unis, la Russie et les pays européens. En effet, des études statistiques semblent avoir montré que des dérèglements climatiques significatifs affectant la presque totalité de la planète pouvaient être attribués à des épisodes El Niño très marqués, comme en 1982-1983 et 1997-1998. Le total des dégâts attribués à un événement El Niño, imputables principalement aux sécheresses et aux inondations, est estimé par Glantz à plusieurs milliers de victimes et à treize milliards de dollars.

  • 8 Aux États-Unis, cet engouement médiatique a été poussé très loin ! Un journal américain sérieux n' (...)

66Ces événements météorologiques violents ont frappé les esprits, et le fait de pouvoir les rattacher à un phénomène identifié a attiré l’attention des médias. De nombreux quotidiens, magazines, chaînes de télévision, surtout aux États-Unis, en ont rendu compte en termes souvent sensationnalistes, contribuant à assimiler El Niño à une catastrophe d’échelle planétaire (fig. 69). Tout ce qui va mal serait dû à El Niño8 !

Les autres oscillations météo-océaniques

67Il existe d’autres phénomènes d’interactions entre l’océan et l’atmosphère, mis en évidence plus récemment, plus ou moins en relation avec Enso, qui prennent aussi la forme d’oscillations cohérentes impliquant les deux milieux. Ces phénomènes se manifestent par une variabilité climatique marquée dans un domaine de fréquences allant de quelques semaines à quelques décennies. Plusieurs de ces signaux climatiques font actuellement l’objet de toute l’attention des climatologues, océanographes et atmosphériciens participant au programme Clivar (Climate Variability). Nous présentons brièvement « l’oscillation Nord-Atlantique » et les « oscillations décennales et multi-décennales » qui affectent les trois océans et présentent souvent un caractère inter-hémisphérique.

L'oscillation Nord-Atlantique

68L’oscillation Nord-Atlantique (ou North Atlantic Oscillation – NAO) est un vaste balancier méridien de l’atmosphère, entre la région de hautes pressions des îles Açores et la région sub-polaire de basses pressions située près de l’Islande (fig. 70). Cette oscillation a été mise en évidence dans les années 1920 par l’Autrichien Friedrich Exner en compagnie de l’Anglais Sir Gilbert Walker, celui qui a découvert l’oscillation australe dans le Pacifique. Et comme pour l’oscillation australe du Pacifique, mais dans un sens méridien cette fois, lorsque les pressions sont anormalement basses en Islande, elles sont anormalement élevées près des îles Açores, et inversement. Un index a été défini (NAO Index) par la différence entre les hautes pressions des Açores et les basses pressions de l’Islande.

Figure 70. Les deux phases de l’oscillation Nord-Atlantique. À gauche, phase négative : les vents d’ouest sont faibles et frappent l’Europe au niveau de la Méditerranée. À droite, phase positive : les vents d’ouest sont forts et affectent principalement l’Europe du Nord. On remarque que la France est « coupée en deux », la limite humide-sec traversant l’Hexagone du sud-ouest au nord-est ! Document NOAA.

69Cette oscillation, qui constitue le mode dominant de la variabilité atmosphérique de l’Atlantique nord, s’étend sur une large gamme de fréquences. Dans les hautes fréquences, de quelques semaines à quelques mois, cette oscillation conditionne le régime climatique saisonnier de l’Atlantique nord. Lorsque les dépressions se creusent plus que d’habitude sur l’Islande, principalement en hiver (et, à l’inverse, les pressions s’élèvent sur les Açores, selon l’oscillation), le gradient de pression méridien se renforce et génère des vents d’ouest forts soufflant dans la direction de l’est de l’océan Atlantique vers le continent européen, qui se trouve alors sous influence océanique. Au contraire, lorsque ces différences de pression sont plus faibles que d’ordinaire, les vents d’ouest soufflant sur l’Europe sont affaiblis, et on constate un hiver plus sec et plus froid.

70L’oscillation Nord-Atlantique se manifeste aussi à plus basses fréquences jusqu’à atteindre un rythme décennal. On observera alors pendant une dizaine d’années une prédominance de vents d’ouest forts sur le nord de l’Europe amenant des hivers plus doux et plus humides. Inversement, la décennie qui suit pourra montrer des hivers plus secs et plus froids avec des vents d’ouest plus faibles (fig. 71).

71L’origine de cette oscillation ainsi que ses mécanismes sous-jacents sont encore mal connus et toujours étudiés et débattus au sein de la communauté scientifique. Mais il ne fait presque aucun doute que l’océan est fortement impliqué dans ce phénomène, probablement par les variations du transport thermique méridien qu’il opère depuis les tropiques vers les moyennes et hautes latitudes, et l’intensité du Gulf Stream. Des relations entre les variations de la hauteur moyenne de la mer de l’ensemble du bassin tropical atlantique et les variations de l’index hivernal de l’oscillation Nord-Atlantique ont été récemment mises en évidence à l’aide de mesures altimétriques fournies par le satellite Topex-Poseïdon. L’oscillation Nord-Atlantique semble également être affectée par le réchauffement climatique actuel.

Figure 71. Variation de l’index de l’oscillation Nord-Atlantique de 1860 à 2000. On remarque une fréquence pluri-décennale ainsi qu’une influence possible du réchauffement du climat actuel depuis les années 1960. Document NOAA.

Des oscillations décennales et multi-décennales

72Outre l’oscillation Nord-Atlantique, qui présente des fluctuations de périodes décennales et pluri-décennales, il existe d’autres régions du monde affectées par des oscillations de basses fréquences. Les observations fiables, disponibles depuis moins de deux siècles, sont souvent insuffisantes pour détecter avec précision les caractéristiques de ces fluctuations. Néanmoins, plusieurs d’entre elles ont pu être mises en évidence assez clairement.

73Il existe ainsi une « Pacific decadal oscillation » (PDO), qui interfère avec Enso (fig. 72) et affecte la totalité de l’océan Paci fique. Cette oscillation est particulièrement marquée dans le Pacifique nord et se confond souvent avec la « North Pacific Oscillation » (NPO). L’origine de ces oscillations est encore mal connue. Elles semblent indépendantes d’Enso quant à leur origine, mais elles possèdent une amplitude presque du même ordre de grandeur et peuvent se manifester dans la région équatoriale par des épisodes chauds et froids qui s’ajoutent ou se retranchent aux épisodes Enso, et compliquent l’analyse de ces signaux climatiques.

74Dans l’Atlantique, une oscillation inter-hémisphérique de période décennale et multi-décennale a également été mise en évidence, bien qu’elle soit encore discutée par certains océanographes et puisse être confondue avec l’oscillation Nord-Atlantique. Ces oscillations climatiques atlantiques, qui affectent la température de surface de l’océan, ont certainement une influence sur le climat des régions continentales adjacentes, Afrique et Amérique du Sud. On a vu (chapitre 3) que les sécheresses (ou les périodes humides) prolongées du Sahel et du nord-est du Brésil dépendent en partie des conditions thermiques superficielles de l’océan Atlantique tropical.

75Ces oscillations climatiques de grandes périodes à l’échelle humaine, et impliquant les océans sont donc des éléments constitutifs de la variabilité naturelle du climat actuel, sans que l’on comprenne encore bien par quoi et comment elles sont générées. Elles sont difficiles à distinguer du changement climatique anthropique et compliquent l’analyse que l’on peut en faire.

76Les interactions entre l’océan et l’atmosphère sont ainsi à l’origine de plusieurs oscillations climatiques de courtes périodes. Tous les océans et toutes les régions du monde sont affectés par ces perturbations climatiques aux conséquences socio-économiques majeures, particulièrement pour certains pays du Sud. Le plus spectaculaire de ces signaux climatiques, Enso, a suffisamment attiré l’attention de la communauté scientifique internationale pour que celle-ci décide de l’étudier en détail afin de tenter de mieux le comprendre, et si possible de le prévoir. C’est ainsi que fut décidé le programme international Toga, présenté dans le chapitre qui suit.

Figure 72. L’oscillation décennale du Pacifique (Pacific Decadal Oscillation – PDO). L’écart de la température de surface par rapport à la moyenne peut atteindre près de 1 °C. La région équatoriale centrale est particulièrement affectée. À gauche, la phase chaude (pour l’équateur). À droite, la phase froide. Ce signal décennal est difficile à distinguer du signal Enso. Document NOAA.

Destructions subies par les édifices construits sur le haut de la plage à Colan (Baie de Paita, nord du Pérou, 5 ° S), lors de l'événement El Niño de très forte intensité de 1982-1983. Sur la côte nord du Pérou, le phénomène El Niño se manifeste par une montée du niveau de la mer de plusieurs décimètres, de très fortes pluies et des conditions de tempête inusuelles.

Notes

1 Presque tous les échanges énergétiques entre l'océan et l'atmosphère peuvent être ramenés à des échanges de chaleur. C'est pourquoi on utilise indifféremment les termes « énergétique » ou « thermique » pour qualifier le bilan de ces échanges.

2 En météorologie, les « téléconnexions » sont l'équivalent des « actions à distance » en océanographie. Ce sont des corrélations entre les paramètres climatologiques de régions éloignées, sans que des phénomènes physiques clairement établis lient de façon compréhensible les phénomènes affectant les deux régions.

3 L'index de l'oscillation australe est défini, par convention, par la différence de la pression atmosphérique de surface à Tahiti (ou à l'île de Rapa), en Polynésie française, et à Darwin, en Australie.

4 C'est George Philander qui est à l'origine du concept et de l'appellation de « La Niña », qui antérieurement n'était pas distinguée de la situation normale.

5 Marégraphes et altimètres spatiaux permettent de suivre l'évolution de cette topographie dynamique qui accompagne les déplacements d'eaux chaudes et les propagations d'ondes à l'équateur (chapitre 7).

6 Les archéologues et les paléoclimatologues ont d'ailleurs observé des coïncidences entre les dates des changements de dynastie chez les Incas, qui correspondent à des périodes troublées, et les occurrences de phénomènes El Niño, qui ont laissé des traces dans la morphologie des rivières, et dont on peut supposer qu'ils ont détruit une grande partie des constructions de ces époques, provoquant des troubles politiques.

7 Les deux principales cultures du Pérou sont le riz et le coton. Il est clair que la culture du riz peut bénéficier d'une pluviométrie excédentaire, à l'inverse du coton qui se satisfait d'une pluviométrie nettement moindre et souffre d'un excès de pluies. La prévision des épisodes El Niño peut donc permettre aux agriculteurs de planter les cultures qui correspondent le mieux au régime hydrologique et climatique prévu. Depuis 1986, ces prévisions sont faites régulièrement et communiquées aux agriculteurs péruviens. Les résultats sont encourageants avec des pertes de revenu considérablement réduites.

8 Aux États-Unis, cet engouement médiatique a été poussé très loin ! Un journal américain sérieux n'a-t-il pas suggéré que les ennuis du président Clinton en 1998 étaient en relation avec l'El Niño de 1997-1998 ?

Table des illustrations

Légende Comment les océans tropicaux échangent de la chaleur et de l’eau pour générer des oscillations climatiques spectaculaires de courte période qui affectent principalement les régions tropicales mais retentissent aussi sur le climat de la planète entière.
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Légende Figure 45. Bilan net de l’échange thermique moyen à la surface de l’océan en watts/m2. Les régions équatoriales constituent un puits de chaleur d’environ 50 watts par m2 en moyenne (en jaune et rouge sur la carte). À l’inverse les grands courants de bord ouest, Gulf Stream, Kuro-Shivo, sont une source de chaleur restituée à l’atmosphère à des taux très élevés pouvant dépasser 250 watts par m2 (en bleu). Le transfert de chaleur depuis les tropiques jusqu’aux hautes latitudes équilibre ce bilan. Atlas Da Silva/NOAA-IRI.
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Légende Figure 46. Pluviométrie moyenne entre 40 ° N et 40 ° S. Les régions situées au nord de l’équateur sous la zone de convergence intertropicale des alizés (ZCIT) et la région de la « piscine chaude » de l’ouest du Pacifique et de l’est de l’océan Indien présentent un maximum de précipitations, voisin de 8 mm/jour, soit environ 3 m par an. À l’inverse, les précipitations sont presque milles dans les régions orientales des océans tropicaux et sur les bordures continentales adjacentes. Atlas Da Silva/NOAA-IRI.
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Légende Figure 47. Le bilan net de l’échange d’eau (E-P) moyen à la surface de l’océan. Les régions situées au nord de l’équateur sous la zone de convergence intertropicale des alizés (ZCIT) et la région de la « piscine chaude » de l’ouest Pacifique et de l’est de l’océan Indien (en bleu), présentent un excès de précipitations par rapport à l’évaporation de plus d’un mètre. Au contraire, dans les régions tropicales, l’évaporation excède les faibles précipitations (en marron). Dans les régions arctiques et antarctiques, à nouveau les précipitations sont plus importantes que l’évaporation. Atlas Da Silva/IRI-NOAA.
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Légende Figure 48. La convergence atmosphérique au-dessus des eaux chaudes du Pacifique lors du développement d’un phénomène Enso. On remarque que les vents de surface (2) convergent sur la zone d’eaux chaudes de surface (1), favorisant le maintien de cette zone chaude et d’une colonne convective ascendante dans l’atmosphère. Parallèlement, on observe les mouvements de la thermocline (3). Document Cnes.
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Légende Figure 49. Les composantes du bilan radiatif de la terre, exprimées en pourcentage du flux incident au sommet de l’atmosphère. Document Météo-France.
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Légende « Desierto florido » : nom donné au phénomène d’apparition de fleurs en grand nombre dans la partie méridionale du désert d’Atacama (Nord-Chili) suite aux précipitations anormales qui s’y produisent lors des événements El Niño. Photo prise dans la région de Caldera (27 ° S) en avril 1997, alors que l’événement El Niño de 1997-1998 venait de commencer.
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Légende Figure 50. L’oscillation australe (OA) exprimée par le coefficient de corrélation de la pression atmosphérique au niveau de la mer entre Darwin (Nord-Australie) l’un des pôles de l’OA, et le reste du monde. On observe clairement une corrélation inverse entre les hautes pressions au nord de l’Australie (H) et les basses pressions observées au voisinage de l’est de la Polynésie française (L). D’après Trenberth (1984).
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Légende Figure 51. La température de surface moyenne des océans. On observe, en rouge, la concentration des eaux chaudes, dont la température est voisine de 30 °C sur une épaisseur de plus de 200 mètres (voir aussi fig. 55), dans le Pacifique équatorial ouest. C’est le plus grand réservoir thermique de l’océan mondial, la « warm pool ». Document NOAA.
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Légende Figure 52. La circulation atmosphérique zonale moyenne dans un plan équatorial. On remarque des régions marquées par des ascensions rapides de l’air dans des systèmes nuageux convectifs au-dessus des zones où les températures de surface de l’océan sont élevées et où les échanges thermodynamiques sont intenses, générant évaporation et précipitations (c’est également le cas pour la forêt amazonienne). À l’inverse, des mouvements atmosphériques descendants caractérisent les régions de hautes pressions atmosphériques, où les eaux océaniques sont plus froides. L’ensemble, ascendance et retour, constitue des cellules de circulation zonales, appelées « cellules de Walker ». La plus étendue en longitude de ces cellules couvre l’océan Pacifique, elle est directement impliquée dans le phénomène Enso. D’après Wyrtki (1982).
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Légende Figure 53. Mécanisme à l’origine d’El Niño, tel qu’il fut présenté par Wyrtki en 1975. Sans vent, la couche superficielle d’eau chaude est uniformément répartie (dessin de gauche). En situation normale (dessin du milieu), la tension du vent équilibre l’accumulation des eaux chaudes sur le bord ouest du bassin, et une pente de la surface de l’océan se crée avec un upwelling à l’est.Lorsque le vent faiblit (dessin de droite), l’équilibre entre la tension du vent et la pente de l’océan est rompu, les eaux chaudes refluent le long de l’équateur pour envahir ensuite la région orientale du bassin et générer ainsi un épisode El Niño.
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Légende Figure 54. Écart de la température de surface de l’océan Pacifique équatorial par rapport à la moyenne en décembre 1996 (anomalie froide, la Niña) et en décembre 1997 durant le pic d’El Niño. L’anomalie de température atteint 4 °C au large du Pérou, c’est un des plus puissants El Niño jamais observés. D’après Du Penhoat et Eldin (1998).
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Légende Figure 55. Le déplacement des eaux chaudes de la « warm pool », de l’ouest vers l’est, le long de l’équateur Pacifique, entre décembre 1996 et décembre 1997 (El Niño 1997-1998). Document NOAA.
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Légende Figure 56. Schéma composite décrivant les deux phases d’Enso : El Niño (en haut) et La Niña (en bas) ainsi que la situation intermédiaire dite « normale » (au milieu). Apparaissent clairement sur ce schéma l’évolution de la température de surface, de la profondeur de la thermocline, et du déplacement des régions convectives atmosphériques. D’après document OMM.
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Légende Figure 57. Le passage rapide d’une phase froide (La Niña) à une phase chaude (El Niño) entre décembre 1996 (en haut) et juin 1997 (en bas) annonçant El Niño de 1997-1998. Voir aussi fig. 54. Les températures de surface sont exprimées en écarts par rapport à la moyenne. Les courants de surface sont calculés à partir des topographies dynamiques établies à l’aide du satellite Topex-Poseïdon. Dans la région orientale, au large de l’Equateur et du Pérou, on est passé, en écarts relatifs de température, de - 2 °C à + 2 °C en 6 mois. Document OMM.
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Légende Figure 58. El Niño (en rouge) et La Niña (en bleu) depuis 1950, exprimés par l’écart de la température de surface par rapport à la moyenne, dans la région équatoriale orientale du Pacifique caractéristique du phénomène. Depuis 1980, on a observé les deux événements El Niño les plus marqués du siècle : 1982-1983 et 1997-1998. Une tendance générale au réchauffement peut aussi être relevée. Document OMM.
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Légende Figure 59. La première prévision d’El Niño, réalisée par Mark CANE (1991) et Stephen Zebiak 12 mois à l’avance en 1991. Ce fut un succès, comme le montre la comparaison de la prévision (en bas) et des observations réalisées 12 mois plus tard (en haut).
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Légende Figure 60. Capacité de prévision des modèles d’Enso (exprimée par un coefficient de corrélation entre les prévisions et les observations) en fonction de l’échéance de la prévision et de la période de l’année où elle est établie. Document établi par l’IRI à partir d’une dizaine de modèles de prévision. On remarque que les prévisions sont acceptables jusqu’à 12 mois à l’avance environ (coefficient de corrélation supérieur à 0,5). Mais la capacité de prévision est variable en fonction de la date où la prévision est établie. Une prévision peut être considérée de qualité acceptable jusqu’à une échéance voisine de 15 mois si elle est initialisée en septembre-octobre.En revanche, elle devient rapidement médiocre si elle est initialisée en mai-juin.
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Légende Figure 61. Pentes dynamiques équatoriales ouest-est moyennes (hauteur dynamique en cm par rapport à 1 000 m) de la surface des océans Atlantique (en rouge) et Pacifique (en noir), en fonction de la longitude. On remarque que, dans l’Atlantique, la surface de l’océan présente une pente ouest-est jusqu’à la longitude 10 ° W avec un dénivelé de l’ordre de 30 cm. À 10 ° W, la hauteur dynamique passe par un minimum où les eaux froides de la thermocline affleurent en surface. Plus à l’est au contraire, dans le golfe de Guinée et en direction des côtes africaines, la pente s’inverse, ce qui diffère du Pacifique et créé une accumulation d’eaux chaudes en direction de l’est pouvant être interprétée comme un El Niño permanent.
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Légende Figure 62. La température de surface de l’océan Atlantique intertropical en juillet-août 1983 (en haut) et en juillet-août 1984 (en bas). En juillet-août 1984, les eaux froides de l’upwelling équatorial prolongeant le courant de Benguela (en bleu) ont disparu, recouvertes par des eaux anormalement chaudes. Cette situation est très semblable à celle qui prévaut dans le Pacifique au cours d’un El Niño. Cet « événement chaud » atlantique de 1984 est un rebond de l’El Niño de 1982-1983, la courroie de transmission entre le Pacifique et l’Atlantique étant le vent (fig. 63 et 64). D’après Philander (1986).
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Légende Figure 63. Pente dynamique le long de l’équateur atlantique (en cm par rapport à la profondeur de 500 m) durant les campagnes hydrologiques Focal, en 1983 et 1984. On remarque en janvier 1984 (courbe rouge) le relèvement de la pente en direction des côtes africaines, caractéristique d’un effondrement de la thermocline. À comparer avec la situation moyenne (en noir), et celle de juillet-août 1983 (en bleu) qui correspond à l’intensification des alizés dans l’Atlantique durant l’El Niño du Pacifique.
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Légende Figure 64. Schéma montrant la perturbation du champ de vent sur le Pacifique oriental et l’Atlantique occidental lorsqu’un épisode El Niño est à son apogée dans l’océan Pacifique, comme en 1983. Les vents ont tendance à converger au-dessus des eaux chaudes (en rouge), ce qui a pour effet d’intensifier les alizés atlantiques, en continuité avec ceux du Pacifique à travers l’isthme de Panama, et donc d’accumuler des eaux chaudes en grande quantité dans l’Atlantique ouest. Lorsque, près de 12 mois plus tard, la situation redevient normale dans le Pacifique, les alizés atlantiques faiblissent brutalement et n’équilibrent plus les eaux chaudes accumulées, qui déferlent en direction de l’est le long de l’équateur. Un événement chaud atlantique est alors en route. Ce scénario explique l’opposition de phase des événements chauds (El Niño) ou froids (La Niña) entre le Pacifique et l’Atlantique.
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Légende Figure 65. La mousson indienne. Entre mai et octobre, les vents de sud-ouest chargés d’humidité, aspirés par les basses pressions des hauts plateaux de l’Himalaya, arrosent la côte sud-ouest de l’Inde, le Bengladesh et les contreforts du massif himalayen. Entre novembre et avril, les hautes pressions de l’Himalaya inversent le sens des vents qui soufflent alors de nord-est. Document Météo-France.
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Légende Figure 66. Températures et courants de surface en février et en août dans la région Indo-Pacifique. Document OMM.
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Légende Figure 67. Les impacts climatiques d’El Niño (anomalies de précipitations et de températures), en hiver boréal (carte du haut) et en hiver austral (carte du bas). D’après Ropelewski et Halpert (1987).
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Légende Figure 68. Zones de formation et trajectoires des cyclones en situation normale. En situation El Niño très marquée, les eaux chaudes qui ont envahi le Pacifique central et oriental, comme la Polynésie, peuvent aussi favoriser le développement de cyclones dans ces régions. D’après document NOAA.
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Légende Colonie corallienne en phase de blanchiment : Acropora sous l’effet du stress dû à une augmentation anormale de la température de l’eau. Le blanchiment provient d’une expulsion d’algues microsymbiotiques, les « algues zooxanthelles ».
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Légende L’élévation continue du niveau moyen de l’océan, conjuguée à un épisode El Niño et un cyclone, est susceptible de rayer de la carte, au cours du xxie siècle, une dizaine d’États constitués d’atolls de très faible altitude.
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Légende Figure 69. L'impact médiatique d’El Niño. Les titres, à la une de plusieurs quotidiens et magazines français : Le Monde, Le Figaro, Libération, Le Point...
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Légende Figure 70. Les deux phases de l’oscillation Nord-Atlantique. À gauche, phase négative : les vents d’ouest sont faibles et frappent l’Europe au niveau de la Méditerranée. À droite, phase positive : les vents d’ouest sont forts et affectent principalement l’Europe du Nord. On remarque que la France est « coupée en deux », la limite humide-sec traversant l’Hexagone du sud-ouest au nord-est ! Document NOAA.
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Légende Figure 71. Variation de l’index de l’oscillation Nord-Atlantique de 1860 à 2000. On remarque une fréquence pluri-décennale ainsi qu’une influence possible du réchauffement du climat actuel depuis les années 1960. Document NOAA.
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Légende Figure 72. L’oscillation décennale du Pacifique (Pacific Decadal Oscillation – PDO). L’écart de la température de surface par rapport à la moyenne peut atteindre près de 1 °C. La région équatoriale centrale est particulièrement affectée. À gauche, la phase chaude (pour l’équateur). À droite, la phase froide. Ce signal décennal est difficile à distinguer du signal Enso. Document NOAA.
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Légende Destructions subies par les édifices construits sur le haut de la plage à Colan (Baie de Paita, nord du Pérou, 5 ° S), lors de l'événement El Niño de très forte intensité de 1982-1983. Sur la côte nord du Pérou, le phénomène El Niño se manifeste par une montée du niveau de la mer de plusieurs décimètres, de très fortes pluies et des conditions de tempête inusuelles.
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