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La mémoire des coraux

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Frédéric Bessat

Chapitre 4. L’environnement actuel et les caprices de l’atmosphère et de l’océan en Polynésie française

Texte intégral

1La répartition et la diversité des récifs coralliens sont contrôlées pour une large part par des relations complexes avec les facteurs abiotiques aux échelles globale, régionale et locale (Stoddart, 1969 ; Veron, 1986 ; Veron et Minchin, 1992). La nature des communautés biologiques reflète également les conséquences diverses des activités humaines.

2Et parmi les facteurs qui gouvernent la croissance des colonies coralliennes, deux paramètres sont considérés comme fondamentaux : la température (atmosphérique et océanique) et l’activité solaire. En effet, de faibles écarts de température par rapport aux limites de croissance admises (entre 20 et 28 °C) occasionnent un retard de croissance ou une augmentation de la mortalité. En outre, le développement des coraux exige des conditions favorables à la photosynthèse. Les variations de l’activité solaire, c’est-à-dire de l’insolation et de la radiation solaire, jouent un rôle prépondérant. L’étude de ces deux variables déterminantes du climat est donc très importante pour comprendre l’évolution et l’écologie des récifs.

3Ce chapitre décrit les caractéristiques climatiques et océaniques générales qui règnent sur l’océan Pacifique central. Le climat de la Polynésie française est connu grâce aux relevés météorologiques effectués de manière systématique depuis les années 1950 à la station de Faa’a (Tahiti) et depuis les années 1960 à Mururoa. Les résultats de ces observations ont fait l’objet de publications (Tessier, 1969 ; Cauchard et Inchauspé, 1976 ; Hautessere, 1978 ; Cauchard et Bergue, 1984 ; Cauchard et Pascal, 1984 ; Cauchard et al., 1990 ; Bablet et al., 1995). Tout en replaçant l’île de Moorea et l’atoll de Mururoa dans un cadre général, nous ne retiendrons que les informations météorologiques touchant les aspects du climat qui conditionnent plus particulièrement la croissance corallienne. Seules les données de températures de l’air et de l’eau, de précipitations, d’insolation et de radiation sont analysées. Des variations saisonnières, interannuelles et décennales des paramètres climatiques sont alors recherchées et présentées.

L’atmosphère en action dans le Pacifique Sud

4Dans sa partie centre-orientale, l’océan Pacifique reste assez mal connu des climatologues. Les stations d’observations sont rares : on en compte seulement deux le long du 30° parallèle entre le méridien 180° et l’Amérique du Sud. Ce sont les seules sources d’informations permanentes au sud du tropique du Capricorne avant le continent Antarctique. Fort heureusement, l’imagerie satellitale, souvent unique support de l’analyse, permet de caractériser les perturbations qui parcourent la zone et, de définir des constantes en complétant les observations des stations.

5Dans le Pacifique Sud, la circulation dans les basses couches de l’atmosphère est dominée par la ceinture des hautes pressions subtropicales australes, axée sur 30° de latitude sud (figure 25). Le climat de la Polynésie française est contrôlé par les deux cellules de l’anticyclone permanent de l’île de Pâques (centré en 28° S et 110° W), et de « l’anticyclone mobile » des îles Kermadec (30° S et entre 150 et 180° W). La confluence entre l’alizé chaud d’est à nord-est, commandé par l’anticyclone de l’île de Pâques, et l’alizé du sud-est, plus frais, commandé par l’anticyclone de Kermadec, détermine la Zone de Convergence du Pacifique Sud (ZCPS) qui constitue un élément essentiel de la région. Cette zone de conflit entre le courant tropical chaud et lé courant subtropical plus frais est matérialisée par un talweg relatif (zone de moindre pression) qui prolonge vers l’est – sud-est la dépression de la Mer de Corail. Par ailleurs, l’activité issue de la convergence entre l’alizé du nord-est (hémisphère nord) et l’alizé de sud-est (hémisphère sud) détermine un autre axe essentiel de la circulation atmosphérique régionale : la Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT).

6Les deux zones de convergence, ZCPS et ZCIT, migrent selon les saisons (Rasmusson et Carpenter, 1982 ; Horel, 1982). En été austral (de novembre à avril), les alizés sont faibles dans le Pacifique central et occidendal : la ZCPS est caractérisée par une circulation cyclonique convergente, associée à un système dépressionnaire de coups de vent d’ouest et de fortes précipitations. En hiver austral (de mai à octobre), le fait marquant est l’affaiblissement de l’anticyclone du Pacifique Nord associé à un renforcement concomitant des hautes pressions de l’hémisphère sud. La ZCIT est repoussée de plusieurs degrés de latitude et se stabilise vers 10° N. La ZCPS est peu marquée et sa partie occidentale proche de l’équateur.

7Dans les couches moyennes, la Polynésie est alternativement influencée par la cellule anticyclonique orientale, qui détermine une circulation à composante nord, et par la cellule occidentale dirigeant une circulation à composante sud. Entre les deux anticyclones, souvent entre les îles Cook et l’archipel de la Société, la région se caractérise par une cyclogenèse active. Les cyclones tropicaux, plus particulièrement, en sont l’expression la plus visible.

Figure 25 : Caractéristiques atmosphériques générales du sud-ouest Pacifique (d’après Steiner, 1980, modifié)

8Dans la haute troposphère, au-dessus de 6000 m, les anticyclones s’effacent et les alizés sont relayés par un courant d’ouest prépondérant en toutes saisons jusqu’aux latitudes sub-équatoriales. Un noyau de vent fort et relativement constant, le jet subtropical très rapide entre 20° et 30° S, dépasse couramment des vitesses de 300 km.h-1 en saison fraîche. En saison chaude, la vitesse du courant d’ouest diminue nettement tandis que l’axe des hautes pressions se décale vers le sud.

9Les systèmes pluviogènes qui traversent la Polynésie française se développent le long d’une zone de conflit entre les masses d’air chaud circulant aux basses latitudes et portées par les alizés du nord-est ou, en altitude, par des vents d’ouest venant de la région indonésienne, et les masses d’air plus frais des latitudes subtropicales portées par les alizés du sud-est.

10La Polynésie française est régulièrement affectée par la bordure nord des dépressions frontales d’ouest des latitudes moyennes. Des dépressions subtropicales et tropicales peuvent aussi s’y développer en raison de l’extension en latitude de ses archipels. Entre les 20° S et 30° S se développent des dépressions subtropicales qui correspondent à des circulations cycloniques de grandes dimensions. Elles sont à l’origine de mauvaises conditions météorologiques et d’une extension des vents d’ouest aux basses latitudes. En outre, des dépressions tropicales se développent au nord du parallèle 20° S. En saison chaude, certaines atteignent l’intensité d’un cyclone. Elles se forment dans la ZCPS et s’évacuent normalement vers le sud-est. Les épisodes pluvieux les plus significatifs sont associés à ces perturbations.

Une variabilité climatique rythmée par l’oscillation australe

11La partie subtropicale et tropicale de l’océan Pacifique est remarquable par la vigueur, entre l’est et l’ouest, des contrastes thermiques, des précipitations et divers autres paramètres atmosphériques et océaniques. L’Oscillation Australe (OA ou SO), caractérisée par des variations sensibles de la pression atmosphérique entre l’est et l’ouest du Pacifique Sud et Equatorial, est décrite par Walker en 1924, Seelye en 1950 et Roden en 1963. Ce jeu de bascule est centré sur l’ensemble du Pacifique et affecte une grande partie du globe.

12L’oscillation australe peut être résumée simplement par une « oscillation de la pression d’arrière en avant et vice versa entre l’océan Pacifique et l’océan Indien » (Walker, 1928). En fait, elle est considérée comme la résultante des fluctuations de la vigueur des masses d’air en circulation entre l’air chaud de l’est et l’air froid de l’ouest (Troup, 1967). Cela est le fait du processus fondamental d’échange de masse atmosphérique entre l’anticyclone de l’île de Pâques et la dépression indonésienne qui commande le renforcement ou l’affaiblissement des alizés du sud-est reliant les deux systèmes de pression.

  • 1 Caractérisent les perturbations tropicales pour lesquelles l’intensité du vent est comprise entre 3 (...)

Société

Marquises

Tuamotu-Gambier

Australes

Vent

est dominant

alizés permanents

est dominant

est : 75 % ouest : 25 %

T° extrêmes mensuelles moyennes (°C)

24-28

25-27

23-28

20-26

Pluviométrie annuelle hauteur (m)

1,5-3

0,7-1,5

1,2-2,5

1,5-2,5

nb jours>0,l mm

150-250

120-200

190-230

160-180

nb jours>10 mm

50-100

30-35

35-45

45-55

Tempêtes1 (nb jours.an-1)

20-30

0-5

10-20

10-15

Insolation (nb heures.an-1)

2600-2700

2400-2900

2800-2900

2100-2300

Tableau 3 : Principales caractéristiques du climat polynésien (Cauchard et Inchauspé, 1976)

13Pour caractériser l’oscillation australe, plusieurs indices sont définis. Le plus couramment utilisé résulte du calcul de la différence de pression entre des stations particulières (figure 26), fréquemment Djakarta ou Darwin pour l’ouest, et Tahiti ou Apia pour l’est (Wright, 1975 ; Quinn et al., 1978). On constitue ainsi des séries chronologiques dont on prend la moyenne au pas de temps désiré (saisonnier, mensuel ou annuel). Il est alors possible d’étudier les fluctuations et de les comparer à celles d’autres paramètres atmosphériques ou océaniques dans la région ou dans tout autre espace de la planète.

14L’examen de la cohérence de la périodicité observée de ces événements, sur plusieurs stations, semble indiquer une variance de l’ordre de 28 mois (Trenberth, 1976) correspondant à l’Oscillation Quasi-Biennale (QBO) et une périodicité d’environ 3 à 5 ans conformément aux résultats formulés par Troup, 1967 et Berlage, 1966. Par ailleurs, l’analyse des séries des anomalies de pression semble indiquer que les variations temporelles de l’oscillation australe constituent des pics plus ou moins marqués (Trenberth, 1995 ; Trenberth et Hoar, 1996) : certains épisodes semblent bien prononcés alors que d’autres le sont moins. Les résultats mettent en évidence que durant la période de 1935 à 1994, on observe 11 périodes à indices négatifs : la pression est anormalement basse à l’est et anormalement élevée à l’ouest. On trouve à peu près autant de « pics » positifs.

Figure 16 : Différence de pression entre les stations de Darwin et Tahïti depuis 1951 (d’après données NOAA-Washington)

15On ne distingue aucun caractère périodique dans les alternances de phases, mais leur persistance, 12 à 18 mois, pourrait être un intéressant facteur de prévision pour les anomalies climatiques qui les accompagnent. En fait, plusieurs hypothèses tendent à montrer le caractère irrégulier des cycles de l'ΟΑ. Pour certains auteurs, la cause de cette irrégularité serait attribuée à un « bruit » interne au système atmosphérique et/ou océanique et précisément à l’impact des conditions météorologiques, de l’échelle synoptique à interannuelle (Suarez et Schopf, 1988 ; Zebiak, 1989). Récemment, Mantua (1994) et Mantua et Battisti (1994) ont démontré qu’il existait deux modes instables du système couplé océan-atmosphère et ont conclu, par conséquent, à un processus déterministe non linéaire du phénomène ENSO, ce qui expliquerait son irrégularité.

16Les anomalies qui correspondent à l’une et à l’autre des deux phases de l’oscillation australe peuvent être examinées dans plusieurs domaines et précisément dans celui de la circulation atmosphérique. Il apparaît dès lors que la circulation thermique dans le Pacifique, nommée cellule de Walker par Bjerknes, est une composante évidente du mécanisme de l’oscillation australe. En phase négative de l’oscillation australe (ou phase Niño), les alizés faiblissent considérablement et peuvent même disparaître pour laisser place à des vents de composante ouest. Cette baisse d’activité des alizés s’explique très bien par la diminution du gradient méridien de pression occasionné par l’affaiblissement de l’anticyclone de l’île de Pâques. En période normale, les alizés constituent la branche horizontale inférieure d’une cellule zonale et verticale de circulation, au niveau de l’équateur, dont la branche horizontale supérieure véhicule des vents d’ouest. Les branches verticales ascendantes et subsidentes se situent respectivement au-dessus du sud-est asiatique et du Pacifique central. En période de Niño, tout se passe comme si cette cellule se trouvait décalée vers l’est, la branche ascendante se positionnant alors à l’est de 180°, tandis que la subsidence s’installe au-dessus du sud-est asiatique et de l’Indonésie.

17Dans le domaine océanique, l’OA semble déterminer le réchauffement de la surface de l’océan qui apparaît certaines années, au moment de Noël, au large de l’Équateur et du nord du Pérou. Habituellement, la surface de l’océan y est plus froide que dans les autres zones équatoriales en raison du courant péruvien qui se dirige vers le nord en entraînant les eaux de surface vers le large. Le phénomène, nommé El Niño, a été considéré comme un événement océanique qui influençait la circulation atmosphérique locale, entraînant une accentuation exceptionnelle des pluies sur le nord du Pérou et la côte de l’Équateur au climat habituellement semi-aride. Dès 1966, Bjerknes indique que ce processus océanique est, en réalité, la manifestation d’un système de fluctuation climatique global et que le réchauffement anormal de l’océan est associé à l’oscillation australe. Et si l’on ne connaît pas précisément les causes de l’oscillation australe, sa relation avec 1Έl Niño est aujourd’hui évidente : elle illustre le couplage entre l’océan et l’atmosphère. Cette association océan-atmosphère est aujourd’hui abondamment illustrée par les événements récents de 1982-1983 ou 1997-1998. On emploie aujourd’hui d’ailleurs l’acronyme ENSO (de l’anglais El Niño/Southern Oscillation).

18Une explication complète des phénomènes observés n’existe pas encore, toutefois elle doit être associée, à plus vaste échelle, à la circulation atmosphérique des deux hémisphères aussi bien dans la zone tropicale qu’extra-tropicale. En outre, bien que l’on ne puisse considérer cette oscillation australe comme la cause des anomalies climatiques du Pacifique central, il est pratique de la poser comme « point de départ relatif » d’une chaîne d’interactions entre différents éléments atmosphériques et océaniques dont elle n’est qu’un maillon repérable. La variabilité de la fréquence des épisodes ENSO résulterait de processus non linéaires du système couplant l’atmosphère, l’océan et le domaine terrestre impliquant aussi bien la surface des océans que des changements de la circulation thermohaline océanique subtropicale. Malheureusement, les modèles couplés actuels sont inappropriés pour ces études et il est difficile de les appréhender aujourd’hui à l’échelle séculaire selon une résolution précise, de l’ordre de l’année.

19Dans ce contexte, l’utilisation de marqueurs biologiques présente,, un potentiel de reconstitution paléoclimatique étendant ainsi la « fenêtre temporelle » et les sites d’observations. Les coraux fournissent notamment une base de données fiables sur l’évolution des upwellings équatoriaux (Lea et al., 1989) ou les anomalies du vent (Shen et al., 1992 ; Cole et al., 1993). Un index de l’oscillation australe a même été établi à partir de l’étude de ces coraux (Cole et Fairbanks, 1990).

L’ENSO et ses relations avec quelques éléments du climat

20Nous examinons rapidement l’effet des anomalies de type ENSO dans plusieurs domaines particulièrement sur la nébulosité, les précipitations et l’activité cyclonique.

21Si l’on considère la nébulosité et la pluviométrie, en période normale, la branche subsidente de la cellule de Walker impose une nébulosité quasi nulle sur le Pacifique central équatorial (figure 27). La zone intertropicale de convergence se scinde, de ce fait, en une branche nord et une branche sud très visibles sur les images satellitales. En phase d’anti-Niño (Niña), cet effet est renforcé ; la cellule de Walker l’est également et provoque des précipitations très abondantes sur le sud-est asiatique, tandis que les archipels au voisinage et à l’est du 180° subissent une sécheresse. C’est exactement l’inverse en phase Niño : sécheresse australienne et indonésienne (exemple 1997), précipitations exceptionnelles aux alentours des îles Gilbert et Christmas, dont la variabilité pluviométrique est parmi les plus grandes du monde. La branche sud de la ZCIT se décale vers l’est également, arrosant abondamment les îles du Pacifique Sud. En outre, le déplacement vers le nord de la ZCPS participe de ce phénomène (Rasmusson et Carpenter, 1982). Les travaux réalisés dans la zone du Pacifique Sud central indiquent une bonne corrélation (r=0,88) entre l’occurrence d’épisodes ENSO et une augmentation des précipitations enregistrées (Ropelewski et Halpert, 1988), les anomalies constatées ne se produisant jamais avant le mois de juillet de l’année de l’événement. L’étude sur le Pacifique des précipitations effectives durant les épisodes ENSO indique que pour deux régions – le Pacifique central et le Pacifique Sud central – les épisodes ENSO sont associés à une augmentation des précipitations.

22Les perturbations cycloniques prennent naissance dans la zone de convergence du Pacifique Sud dès lors que les masses d'air fortement tropicalisées venant de l'ouest du Pacifique sont entraînées vers la Polynésie par un courant de nord-ouest. Des dépressions tropicales, d'intensité variable, se développent alors au voisinage du front des alizés, presqu'exclusivement au sud d’une ligne Samoa-Gambier. Elles se déplacent vers le sud-est et évitent ainsi la région Société-Tuamotu où seuls sont ressentis des vents d'ouest et des houles exceptionnelles. L'analyse de la distribution spatio-temporelle des phénomènes cycloniques dans lesquels des vents ont au moins atteint la vitesse de 63 km.h-1 permet de dégager des tendances mais, bien des questions sans réponses subsistent encore. En fait, des études récentes (Rougerie et Wauthy, 1983 ; Cadet et Garnier, 1988) montrent que l'activité cyclonique au-dessus de l'océan Pacifique intertropical dépend étroitement d'anomalies atmosphériques du type oscillation australe. Dans le Pacifique Sud-Ouest, le nombre et l’intensité des cyclones augmentent durant les épisodes ENSO, la moyenne annuelle de 16,4 atteint alors 19,1 en raison de la migration de l’équateur météorologique vers la partie orientale de l’océan. Ainsi, en Polynésie française, la cyclogenèse accompagne une période Niño alors qu’elle est nulle habituellement. Les événements de la saison chaude de 1982-1983 (6 cyclones et 3 dépressions tropicales) constituent une anomalie plus que séculaire par leur nombre, leur intensité et leur localisation. Il en est de même en 1989 sur les îles de la Société (Ruminski, 1990). En période d’anti-Niño, on note un accroissement du nombre de cyclones dans la région australienne (Nicholls, 1992).

Figure 27 : Principe et conséquences de l'El Niño-Southern Oscillation (ENSO) sur la Polynésie (d’après Rougerie et Wauthy, 1983)

23Parmi les effets des cyclones, on retiendra surtout les vitesses de vent, les hauteurs de houle et les surcotes temporaires. Il ne faut toutefois pas oublier que les cyclones surviennent lors de situations atmosphériques, océaniques et climatiques particulières qui entraînent aussi la baisse du niveau océanique, ce qui constitue un effet contradictoire et compensatoire sur la bande côtière (Rougerie et al., 1985). Il ressort de l’observation historique des épisodes cycloniques en Polynésie (Doumenge, 1983) que les îles à lagon ouvert sont généralement plus affectées que celles à lagon fermé et les secteurs « sous le vent » sont plus vulnérables que les secteurs « au vent ».

Le climat moyen dans l’Archipel de la Société

24Située en toutes saisons sur la marge équatoriale des hautes pressions subtropicales, la Polynésie française connaît un climat tropical à saisons alternées. L'amplitude thermique annuelle (2-3°C) en bord de mer est faible (figure 28a). L'humidité de l'air est toujours forte en relation avec l'alizé océanique et la brise de mer. Les variations d'insolation sont également faibles, puisqu'en période de solstice d’été la convection contrebalance la durée du jour (figure 28b).

Figure 28 : Cycles annuels des paramètres climatiques mesurés à Faa’a (île de Tahiti) de 1958 à 1994 (de 1978 à 1994 pour la radiation solaire), a-Température et pluviométrie mensuelles b-Insolation et radiation solaire mensuelles

25La saisonnalité est donc définie avant tout par la pluviométrie (figure 28a). La saison sèche de juin à octobre (précipitations mensuelles inférieures à 100 mm) est également un peu plus fraîche. Elle est dominée par les flux d’alizés issus des multiples noyaux de hautes pressions sud-pacifique (figure 25, juillet). De l’anticyclone de l’île de Pâques (vers 100° W) parvient un alizé à composante zonale marquée (est, même nord-est). Les anticyclones polaires mobiles, qui circulent de la Tasmanie vers la Nouvelle-Zélande alimentent des alizés de sud-est. La convergence des alizés du Pacifique Sud (ZCPS), qui s’établit vers les Tuamutu et les Samoa, est plus ou moins active. À Tahiti, la ventilation très forte et quasi permanente (avec les brises en bord de mer comme sur les reliefs) limite à quelques averses orageuses les effets des discontinuités du flux. La latitude assez basse n’autorise que rarement (juillet 1994, par exemple) les effets directs des advections froides et pluvieuses issues de la circulation d’ouest, très active vers 40° S.

26La saison pluvieuse (précipitations mensuelles supérieures à 100 mm) est marquée par un « basculement » de la circulation entre novembre et avril-mai. Un marais barométrique s’installe alors. Des séquences de cinq-six jours de temps couvert, pluvieux, soulevant une mer houleuse, sont interrompues par des périodes plus agréables. Ces alternances sont reliées à des pulsations journalières définissant le positionnement de la Convergence du Pacifique Sud (figure 25, situation de janvier). Cette branche australe de la Convergence Intertropicale, fréquemment dédoublée dans l’ouest du Pacifique (Lamarre et al, 1989), peut être interprétée comme la branche ascendante de la cellule de Walker pacifique et/ou une ZCPS active par suite d’advections polaires qui parviennent à ces latitudes à la faveur de couloirs méridiens et soulèvent l’air tropical en amas convectifs (Cauchard et Inchauspé, 1976) et/ou la branche ascendante de la cellule de Walker Pacifique.

27La variabilité principale du climat provient donc des translations latitudinales de la limite cellule de Ferrel/cellule de Hadley et des modifications longitudinales de la cellule de Walker. Les paramètres climatiques les plus affectés sont donc la pression, la nébulosité et les précipitations.

28Si l’on observe l’évolution et les fluctuations des paramètres climatiques, on remarque que les précipitations à Faa’a ont diminué de l'ordre de 10 % pendant la décennie 1970, alors qu'à partir de 1980 les totaux pluviométriques annuels reviennent à des niveaux observés dans les années 1960 (figure 29). Le lien avec l’ENSO est moins simple que dans le Pacifique oriental par suite de la variabilité de durée et d’intensité du phénomène.

29L'insolation au contraire est significativement corrélée à l'ENSO qui accroît le couvert nuageux. Le périodogramme met en évidence des événements d’une récurrence de 2,5 à 5,5 ans (Bessat et Tabeaud, 1997).

30La température moyenne de l'air à Faa’a, de 1958 à 1994, montre une nette tendance à l'augmentation (figure 30). En effet, la courbe fournie par le test de Pettit traduit une partie stable de 1958 à 1976, mais depuis 1976 on observe une tendance croissante (Bessat et Tabeaud, 1997). L’examen de la courbe rétrograde du test de Mann semble indiquer une discontinuité en 1990, probablement en relation avec l’épisode pluriannuel de l’ENSO de 1991-1994. Certains travaux sur le réchauffement global (Broecker, 1975 ; Wigley et Raper, 1987) suggèrent qu'une oscillation climatique superposée à la tendance à long terme a masqué la hausse thermique au milieu du XXe siècle mais que celle-ci devrait s'accélérer à partir de 1982-1983, année considérée alors comme celle du « Niño du siècle ». Or, en Polynésie française, l’accélération de la hausse thermique s’établit dès 1976. Seule la station de Tahiti, dont les relevés remontent à 1877, permet d’appréhender des variations séculaires. Malgré les interruptions de 1889 à 1897 et de 1907 à 1934, la courbe des températures moyennes mensuelles depuis 1935 souligne que les valeurs atteintes en cette fin de siècle sont encore inférieures à celles observées lors la décennie 1940 (Figure 30).

Figure 29 : Pluviométrie totale annuelle de 1958 à 1994 à Faa’a (d’après données Météo-France)

31Les travaux de Salinger et al., (1995) sur les moyennes régionales de température de l'air aux stations de Atuona, Hereheretua, Nanumea, Nokunonu, Papeete, Penrhing, Rakahonga, Pukapuka mettent pourtant en évidence une hausse inégalée lors des deux dernières décennies. Ces résultats confirment l’existence d’une tendance croissante depuis les années 1970 dans le sud-ouest du Pacifique, les données étant issues de nombreuses îles dépourvues d’urbanisation. Mais il convient de demeurer prudent quant aux conclusions puisque la station de Faa’a a été déplacée vers le littoral. Les nouvelles conditions locales plus maritimes masquent peut-être la tendance à la hausse.

Figure 30 : Températures annuelles de l’air à Faa’a (Tahiti) de 1958 à 1994 (d’après données Météo-France et de 1935 à 1990 d’après World Climate Data - University. East Anglia-Great Britain)

32Quoiqu’il en soit, les analyses climatiques permettent d’établir deux constats : d’une part, la variabilité climatique à court terme dans l’archipel de la Société est contrôlée par l’oscillation australe, d’autre part, les fluctuations à plus long terme semblent témoigner d’un « éventuel réchauffement » global attendu. Dès lors, y aurait-il superposition d’une fluctuation pluriannuelle à la hausse récente ?

L’environnement océanique du Pacifique central

33Situé à plus de 500 km des façades continentales sud-américaine, australienne et antarctique, le Pacifique Centre-Sud constitue une province idéalement marine dont l'hydro-climat ne peut être que lié aux interactions atmosphère-océan.

34La circulation générale de surface dans les océans est semblable à celle des basses couches de l’atmosphère (figures 31 et 32). Les vents sont dès lors un des moteurs essentiels de la circulation océanique et cela d’autant plus efficacement qu’ils sont plus constants. Dans la bande intertropicale, les alizés imposent à l’océan une circulation générale zonale d’est en ouest : c’est le système des courants équatoriaux représentés par le courant Équatorial Nord (CEN), le courant Équatorial (CE) et le courant Équatorial Sud (CES). Ces deux derniers circulent entre le 4° N et le 30° S, sur près de 1000 m d’épaisseur, à une vitesse moyenne de 50 cm.s-1 en surface. Associés à cette circulation, il existe plusieurs contre-courants allant d’ouest en est ; l’eau accumulée à l’ouest a tendance à refluer vers l’est dans des couloirs où les vents sont faibles ou variables, ainsi le contre courant Équatorial Nord s’écoule entre 4° et 8° N le long de l’axe de la ZCIT et le contre courant Équatorial Sud dessine des méandres vers le sud-est le long de la ZCPS. Un faible courant, dit Marquisien, s’observe vers 8-10° S. Au sud de 30° S le régime des vents d’ouest se traduit par un transport des eaux vers l’est, le courant du Pacifique Sud ramène vers l’est des eaux d’origine tropicale et subtropicale. À partir de 45° S commence le domaine du courant Antarctique circumpolaire. À l’approche du continent sud-américain, une partie des eaux est déviée vers le nord et alimente le courant de Humboldt qui rejoint la zone équatoriale après une rotation vers l’ouest. Ainsi, les eaux du domaine tropical et subtropical sont entraînées dans un mouvement de rotation anticyclonique et forment le « circuit » du Pacifique Sud.

35La force de Coriolis se traduit par une composante centripète des eaux du « gyre tropical », augmentant leur temps de résidence et provoquant leur accumulation dans sa région centrale (Convergence Tropicale) à l’est des Tuamotu (Rougerie, 1985). La branche nord du gyre est constituée par le courant Équatorial Sud dont le flux est soumis à l’équateur aux deux composantes de ce dernier : déviation vers la gauche au sud, vers la droite au nord. Il en résulte une divergence des eaux de surface et une compensation dans le plan vertical, ou pompage d’Ekman, ce qui se traduit par une montée vers la surface d’eaux sub-superficielles plus froides (upwelling). La zone directement sous l’influence de l’upwelling s’étend en moyenne sur 200 à 300 km de part et d’autre de l’équateur (Poulain, 1993) et s’identifie facilement par une anomalie négative de température, de l’ordre de 2 à 5°C par rapport aux eaux tropicales limitrophes. La vigueur de l'upwelling et du refroidissement associé est directement tributaire de l’intensité du couple alizés-Courant Équatorial Sud (CES) et donc étroitement dépendante de la valeur du champ de pression austral. Lors d’anomalies ENSO, on note un remaniement important de la circulation et de la dynamique océanique, et en particulier une disparition complète ou partielle de la divergence équatoriale. Ainsi à 140° W, l’upwelling a disparu de juillet 1982 à mai 1983, l’anomalie de vent d’ouest ayant conduit à une inversion vers l’est de la dérive de surface, puis à une convergence d’eaux chaudes sur l’axe équatorial (Donguy et al., 1989).

36Dans la partie ouest de Tuamotu et aux îles de la Société, le CES a une forte composante sud à sud-est. Cette rotation du CES tend ainsi à alimenter la branche sud du gyre au sud du tropique.

37Des mesures récentes (bouées dérivantes) ont permis de visualiser les grands traits de la circulation dans la région centre-sud (Boulanger et al., 1993). Les trajectoires de ces bouées matérialisent l’existence de tourbillons secondaires couplés à la circulation d’ensemble du gyre, en réponse à des forçages locaux ou régionaux des paramètres de contrôle du champ hydroclimatique moyen.

Figure 31 : Structure verticale de la circulation des eaux superficielles et intermédiaires dans le Pacifique central (d’après Rougerie et Wauthy, 1993)

38À l’échelle insulaire, la circulation océanique est perturbée. Ce phénomène est généralement appelé « effet d’île » (Doty et Ogury, 1956) dont la démonstration n’a pas encore été faite en Polynésie mais dont le principe est présenté par Wolanski et Hamner (1988) : il se manifeste par deux boucles de retour, situées à l’arrière de l’île, accompagnées d’une accélération du courant sur les côtes de l’obstacle.

Des eaux chaudes...

39Le champ thermique moyen annuel de surface du Pacifique Sud présente une distribution remarquablement zonale.

Figure 32 : Schéma de la circulation en surface des courants océaniques dans le Pacifique intertropical (d’après Rougerie et Wauthy, 1993)

40Les températures élevées concernent la zone intertropicale et les plus basses la zone péri-antarctique ; le schéma est modulé à l’échelle saisonnière par les variations de l’énergie solaire incidente, la fraction absorbée et les échanges avec l’atmosphère. Dans le domaine tropical, le trait le plus remarquable du champ thermique est le contraste, à latitude égale, entre l’est et l’ouest. Les températures relativement basses de la partie orientale sont dues à l’advection d’eau froide par le courant de Humboldt (Pérou et Chili) et au refroidissement créé par les upwellings côtiers et équatoriaux. Les températures les plus élevées de la partie occidentale proviennent de l’accumulation d’eau progressivement réchauffées au cours des transport zonaux par les courants équatoriaux. La variation annuelle saisonnière du champ thermique de surface reste modeste dans le domaine tropical où la variabilité interannuelle l’emporte par suite de l’apparition apériodique d’anomalies hydro-climatiques. L’évaporation est prépondérante partout mais plus forte autour de 15-20° S le bilan évaporation/précipitation est négatif.

41Les fluctuations de salinité de la couche océanique de surface sont sensibles. En conséquence, les aires de salinités les plus élevées sont situées à la latitude des hautes pressions tropicales où la subsidence de l’air sec et une insolation élevée déterminent une évaporation intense. C’est le cas de la région centrale de l’anticyclone de l’île de Pâques où se forme en surface l’eau tropicale du Pacifique Sud qui s’accumule au centre du gyre tropical (vers 20° S - 120° W) caractérisé par un maximum de salinité atteignant 36,5 ‰. Les salinités les plus faibles correspondent aux zones de convergence des vents où l’ascendance de l’air océanique humide (ZCIT, ZCPS) et les facteurs pluviogènes entretiennent des précipitations abondantes et donc une dilution des sels dans la masse d’eau.

42Ces caractéristiques moyennes sont perturbées lors des anomalies apériodiques de type ENSO. Le secteur nord-ouest polynésien est alors envahi par des eaux à fort contenu thermique (températures supérieures à 29°C) originaires de la « poche chaude » du Pacifique occidental équatorial (Donguy et al., 1989) : les salinités faiblissent du fait de ce transport advectif et à cause des précipitations exceptionnelles liées à la migration vers le sud de la ZCIT (Rougerie et al., 1982, 1985). En revanche, la salinité de la zone 20-30° S conserve ou accentue ses valeurs élevées (Delcroix et Hénin, 1991).

43Dans le champ océanique, les atolls constituent des obstacles ponctuels de faible dimension. Des mesures hydrologiques ont été réalisées au-dessus de la pente récifale afin de tester l’hypothèse d’une possible influence de la topographie de l’atoll sur la répartition verticale des paramètres hydrologiques et physico-chimiques. Selon les résultats, les eaux océaniques conservent leur forte stratification thermohaline jusque sur la pente récifale des atolls. En période de jusant, les effets de la décharge d’eaux lagonaires plus chaudes (plus de 1°C) et donc légèrement moins denses ne sont sensibles qu’à proximité immédiate des passes. La répartition des sels nutritifs dissous confirme le maintien le long de la pente récifale de l’atoll de l’oligotrophie de la couche océanique de mélange. L’eau lagonaire est légèrement moins pauvre en nutriments que la couche euphotique océanique et se caractérise par une plus grande variabilité de ses teneurs. Elle est également bien oxygénée avec des valeurs oscillant entre 100 et 120 de saturation. La charge particulaire totale est significativement plus importante dans les lagons (160 mg.m-3) que dans l’océan (40 mg.m-3)

Tableau 4 : Caractéristiques hydrologiques moyennes de l’eau océanique de surface (0-100 m) dans la zone Société-Tuamotu (Rougerie, 1986)

44Autour des atolls, et malgré un refroidissement hivernal, la stratification thermique reste nette. Pérennité qui est confirmée, à Mururoa, par la répartition du Césium (137Cs), ce qui prouve qu’au contact des atolls aucun processus d’advection verticale ne vient perturber la stratification du champ océanique (Bourlat et al., 1991 ; Rancher et Rougerie, 1995).

45L’ensemble des résultats indique qu’aucun phénomène turbulent de type « sillage d’île » ne peut être mis en évidence à proximité des atolls, pas plus qu’autour des barrières récifales d’île haute polynésienne (Rougerie et Rancher, 1994).

46L'état de l'océan, autant que celui de l'atmosphère, détermine le temps qu’il fait : il est à l’origine d'événements spectaculaires comme El Niño, mais aussi de fluctuations du climat dont la période est plus longue.

47L'association océan-atmosphère est abondamment illustrée par les événements El Niño, un réchauffement anormal des eaux de surface du Pacifique dans la zone intertropicale. Un tel réchauffement se produit à intervalles irréguliers (périodes de 2 à 7 ans). Résultant d’un couplage entre l’océan Pacifique tropical et l’atmosphère, cette oscillation domine les variations climatiques sur une grande partie du globe.

48Par ailleurs, on a récemment détecté des fluctuations du climat sur le Pacifique, dont les périodes sont voisines de 10 à 20 ans. Grâce à des observations aujourd’hui plus complètes, l’appréhension des mécanismes de fluctuation climatique et du rôle que l’océan y joue est profondément modifiée. L'océan influe sur le climat du Pacifique par l'intermédiaire de l’oscillation du Pacifique Nord.

49Les séries de températures, de précipitations et d’insolation recueillies à Faa’a durant une quarantaine d’années manifestent, outre des variations saisonnières, une composante de variations lentes, aux échelles de temps de plusieurs années ou plusieurs décennies. À l’évidence, par ses nombreuses interactions et rétroactions, le fonctionnement actuel du système couplé océan-atmosphère doit être appréhendé à différentes échelles spatio-temporelles, d’importance inégale, selon l’objet de la recherche (du lagon à l’ensemble du Pacifique). Malheureusement, les données climatiques et océaniques ne permettent pas, en Polynésie française, une étude diachronique correcte au-delà du siècle.

Notes

1 Caractérisent les perturbations tropicales pour lesquelles l’intensité du vent est comprise entre 34 et 64 nœuds (63 à 117 km.h-1).

Table des illustrations

Légende Figure 25 : Caractéristiques atmosphériques générales du sud-ouest Pacifique (d’après Steiner, 1980, modifié)
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Légende Figure 16 : Différence de pression entre les stations de Darwin et Tahïti depuis 1951 (d’après données NOAA-Washington)
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Légende Figure 27 : Principe et conséquences de l'El Niño-Southern Oscillation (ENSO) sur la Polynésie (d’après Rougerie et Wauthy, 1983)
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Légende Figure 28 : Cycles annuels des paramètres climatiques mesurés à Faa’a (île de Tahiti) de 1958 à 1994 (de 1978 à 1994 pour la radiation solaire), a-Température et pluviométrie mensuelles b-Insolation et radiation solaire mensuelles
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Légende Figure 29 : Pluviométrie totale annuelle de 1958 à 1994 à Faa’a (d’après données Météo-France)
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Légende Figure 30 : Températures annuelles de l’air à Faa’a (Tahiti) de 1958 à 1994 (d’après données Météo-France et de 1935 à 1990 d’après World Climate Data - University. East Anglia-Great Britain)
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Légende Figure 31 : Structure verticale de la circulation des eaux superficielles et intermédiaires dans le Pacifique central (d’après Rougerie et Wauthy, 1993)
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Légende Figure 32 : Schéma de la circulation en surface des courants océaniques dans le Pacifique intertropical (d’après Rougerie et Wauthy, 1993)
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Légende Tableau 4 : Caractéristiques hydrologiques moyennes de l’eau océanique de surface (0-100 m) dans la zone Société-Tuamotu (Rougerie, 1986)
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