Version classiqueVersion mobile
OpenEdition Books

Enregistreurs et indicateurs de l’évolution de l’environnement en zone tropicale

 | 
Richard Maire
, 
Simon Pomel
, 
Jean-Noël Salomon

Les indicateurs climatiques et le rôle des eaux

Climatologie et environnement

A propos des indicateurs climatiques en milieu intertropical

Climatology and environment. Climatic intertropical data

Denis Lamarre

Résumé

Cet article donne un aperçu actuel des données et des méthodes de recherche en climatologie tropicale. Les données météorologiques s’appliquent à la climatologie “actuelle”. Les données utilisées pour l’étude des paléoenvironnements sont d’une autre nature. Dans la zone intertropicale, les données les plus importantes sont les données pluviométriques et les données radiatives (fournies par les radiomètres infrarouges des satellites météorologiques géostationnaires). Les régimes pluviométriques, la nébulosité (convective), sont liés à des échelles spatiales différentes. Ensuite est abordé le problème de la variabilité climatique, spécialement dans l’optique “actualiste”, rendue nécessaire par les besoins économiques à court terme dans de nombreux pays tropicaux (Sahel). Les apports récents de la climatologie dynamique satellitaire et de la climatologie “diagnostique” sont discutés.

This paper is an updated view on data and methods in tropical climatology. First, the difference must he made between meteorological data (for present climatology) and proxy data (for palaeoenvironments). In the Tropics, the most important data are rainfall data and energy data (from satellite infrared radiometers). Rainfall rhythms, (convective) cloud patterns are influenced by different spatial scales. Second, climatic variability is shown, in the long term and in the short term. Rural poverty in numerous tropical countries (Sahel) needs precise seasonal weather forecast. But weather and climate are not the same. Results of satellite methods and "diagnostic" global climatology and modelling are discussed.

Texte intégral

INTRODUCTION

1Cet article se propose de donner un aperçu (dans l’optique de la géographie physique), aussi actuel que possible, des pratiques et méthodes en climatologie tropicale. L’évolution en la matière est sensible depuis quelques années, notamment depuis le bilan publié en 1986 sous la direction de P. PAGNEY.

2La complexité d’approche des indicateurs climatiques est liée à deux considérations principales : d’abord le fait que le climat est une notion spatio-temporelle, fondée sur le traitement statistique de mesures physiques, et en second lieu le fait qu’à cette notion, abstraite en elle-même, sont associées des manifestations concrètes “environnementales”, géomorphologiques, pédologiques, botaniques, etc., qui ne sont pas précisément superposables, ni dans l’espace ni dans le temps. Ainsi la notion de climat et celle d’environnement, bien qu’étroitement imbriquées, ne sont pas de même nature.

3Le climat résulte de la combinaison sur une période pluri-décennale (normalement 30 ans) des tendances dominantes qui régissent les états de l’atmosphère successifs au-dessus d’un espace géographique d’une certaine étendue. Les valeurs moyennes des différentes variables météorologiques sont les paramètres statistiques les plus utilisés pour distinguer les climats entre eux, c’est-à-dire déterminer la mosaïque climatique du globe. Spatiale avant tout, comme le montre bien l’étymologie, la notion de climat s’appuie essentiellement sur des repères liés à la physique de l’atmosphère. Pour être scientifiquement utilisables, ces variables doivent être chiffrées, normées, avant d’être combinées.

4Fille de la météorologie, la climatologie scientifique ne peut en réalité s’appliquer qu’à une période pour laquelle on dispose de données chiffrées réparties en réseau de manière suffisamment dense, soit une période récente de quelques décennies seulement dans la plupart des pays intertropicaux, mal lotis dans ce domaine comme dans tant d’autres. Somme toute, le climat au sens physique est nécessairement limité à une relative actualité. Les données météorologiques instrumentales objectives n’existent pas, faute de réseau, au-delà du XIXème siècle. Dès lors, en remontant dans le temps, l’approche physique des climats n’est plus possible ; il faut recourir à des données indirectes (en anglais, proxy data), concrètes, de type géologique, dont l’inventaire le plus complet possible est dressé, afin de restituer les paléoenvironnements successifs (BRADZIL et al., 1990).

5Si le terme de paléoclimat, commode, inscrit dans l’usage, ne peut guère être évité, celui de paléoclimatologie pose problème, dans la mesure où les données, les méthodes, les concepts en cause sont d’un tout autre ordre que pour la climatologie “actuelle”. L’étude des paléoenvironnements constitue une “géoscience” en plein essor, malgré les difficultés inhérentes à la dispersion spatiotemporelle des indices géochronologiques continentaux (MAIRE, 1990), alors que les océans et les calottes glaciaires (LORIUS, 1985, 1991) révèlent des indices cohérents à l’échelle globale. Cependant, l’intérêt du climatologue de l’actuel se porte davantage sur les processus qu’il peut inférer des climats du passé que sur la chronologie : “time period analogs vs. process analogs” (CROWLEY, 1990). Sur ce point, il faut retenir la formule de Nick SHACKLETON (Colloque Planète Terre, Paris 1989) : “Ce que je veux vous dire, c’est qu'il est important d’étudier les données géologiques du climat, afin de mieux comprendre ce que le climat peut faire”.

I. MESURES, DONNÉES ET PROBLÈMES D’ÉCHELLES SPATIALES

6a) Les enregistreurs du milieu atmosphérique sont donc essentiellement les mesures météorologiques. La plupart d’entre elles sont réalisées en surface dans des stations fixes ou mobiles (bateaux). Ces mesures s’imposent de toute manière, puisque l’énergie thermique d’origine solaire se diffuse dans l’atmosphère avant tout à partir de la surface de la Terre (surface des océans et des mers, sol continental), surtout par l’intermédiaire du rayonnement infrarouge, de grande longueur d’onde (en anglais, Outgoing Longwave Radiation, OLR). L’Organisation Météorologique Mondiale veille à ce que les mesures soient standardisées, régulières, et s’emploie à multiplier les sites. Cependant, dans de nombreux pays tropicaux, la consultation des relevés originaux, comportant les mesures quotidiennes, révèle une hétérogénéité qui rend leur utilisation délicate, même après une mise en ordre statistique.

7D’autre part, pour évaluer le complexe atmosphérique, il faut effectuer de nombreuses mesures, telles que température, pression, vent, rayonnement solaire, nébulosité, hygrométrie, évaporation, précipitations. Cette dernière variable, discontinue dans le temps et dans l’espace, est de loin la plus mesurée à la surface du globe. Mais tous les pays ne possèdent pas un réseau aussi complet que celui de l’Inde, sans parler de la surface des océans, qui couvre plus des trois-quarts de la zone intertropicale, où la rareté des données-bateaux, sinon leur absence, faute de routes maritimes, est souvent la règle, en particulier dans l’hémisphère austral.

8Les réseaux de mesure des autres variables sont encore beaucoup moins denses. A propos de “l'analyse objective de la pression en surface dans les pays tropicaux”, RIEHL (1978) a montré les limites de la signification des mesures, l’alternance saisonnière mise à part. L’importance, entre les tropiques, du cycle thermique diurne et du cycle de l’eau associé, est telle que les données radiatives et hygrométriques sont très précieuses ; or fort peu de stations les fournissent de manière satisfaisante. Il est vrai, à ce propos, que bien des difficultés demeurent, tant théoriques que pratiques.

9La diminution récente — et préoccupante — des pluies dans le domaine géographique du Sahel a suscité de nombreuses recherches. Ainsi FRANGI (1988) a étudié le bilan d’énergie dans la couche limite de surface à Niamey (Niger) entre 1980 et 1984. “A l’issue de ces travaux, une conclusion pratique est de remarquer que les mesures à un point fixe, si elles sont indispensables pour les études fondamentales, ne donnent pas une image réelle du bilan d’énergie à une échelle supérieure”. De même, ARNAUD (1992), qui a également travaillé à Niamey, indique qu’“à plus de 5 km d’un pluviographe, une estimation des précipitations par radar est meilleure que l’information pluviographique, et à plus de 40 km une estimation par méthode satellitaire est préférable”.

10Il faut admettre que, malgré la qualité statistique atteinte dans l’interpolation spatiale des mesures locales, celles-ci ne peuvent suffire pour passer à l’échelle supérieure (disons régionale ou synoptique), absolument cruciale quant à la définition et à la mise en place des climats.

11Dans la zone intertropicale, où les saisons se succèdent en fonction du rythme des pluies, la sécheresse apparaît comme le principal phénomène bioclimatique limitant. Cependant l’accord n’est pas réalisé parmi les spécialistes ni sur sa caractérisation ni sur sa quantification, ce qui entretient une littérature foisonnante. On ne peut certes pas rester à la simple constatation de l’absence de pluie, pendant une séquence de jours plus ou moins longue, ni à la simple mesure de l’évaporation-bac. Aussi la notion d’évapotranspiration potentielle (ETP) est-elle généralement adoptée, au sens où elle constitue la demande maximale en eau du climat. Mais le fait est que l'ΕΤΡ recouvre “un contenu assez différent selon l’échelle considérée” (LECARPENTIER, 1975). Deux conceptions ne doivent pas être confondues : d’une part la description agronomique du climat, qui veut établir le bilan de l’eau à l’échelle parcellaire, prend en compte l’eau contenue dans le sol et la couverture végétale (RIOU, 1990) ; d’autre part l’ETP “climatique”, valable au-delà de seuils minimaux d’espace (échelle macro-régionale) et de temps, la seule qui puisse se calculer uniquement à partir de données météorologiques (CHOISNEL, 1988).

12Cependant de nombreuses formules d’ETP, toutes empiriques, sont en concurrence. Celle de PENMAN se recommande par sa précision ; mais elle intègre des données de radiation, d’humidité de l’air, de vent ; elle ne peut donc être que rarement calculée à partir de mesures in situ, ce qui rend inévitable les interpolations spatiales avec des calculs tirés d’autres formules moins “performantes”. Il est pourtant souhaitable de dresser des cartes du bilan de l’eau. SANTIAGO et SUCHEL (1991) l’ont réalisé pour le Cameroun ; SAMBAKIMBATA (1991) y est également parvenu, en moyenne mensuelle, pour l’ensemble du bassin du Congo et de ses marges. On a pu, par ailleurs, déterminer des espaces de sécheresse agroécologique, en liaison avec le calendrier des cultures dominantes en Inde (SUBRAMANIAM, 1988). Une étude “évapoclimatonomique” récente sur le Sahel central aboutit à une conclusion qui ne saurait surprendre : “les résultats du modèle suggèrent qu’au Sahel c’est la pluie et non pas l’insolation qui est le facteur limitant déterminant les caractéristiques du bilan de l’eau” (NICHOLSON et LARE, 1990). On en revient donc à la variable climatique principale sous les tropiques : la pluie.

13Cependant l’eau ne se manifeste pas uniquement, en climatologie tropicale, par les précipitations. La tension de vapeur d’eau, l’humidité absolue ou eau précipitable (que l’on peut exprimer en mm), l'humidité relative, sont des indicateurs importants de l’ambiance bioclimatique. Ainsi, à Port-Moresby, capitale de la Papouasie-Nouvelle-Guinée et station la moins pluvieuse du pays (1 mètre d’eau par an environ), l’humidité relative moyenne est de 80 % quel que soit le mois, 95 % à 6 h, 65 % à 12 h locales (MAC ALPINE et al., 1983). En Inde, pendant la mousson (juillet), il y a autant d’eau précipitable à Jodhpur, dans le Rajastan semi-aride, qu’à Nagpur, au cœur du Deccan, et plus qu’à Trivandrum, à la pointe sud-ouest du sous-continent (SUBRAMANIAM, 1988). Or la quantité d’eau précipitable ne détermine pas celle des précipitations. A l’échelle locale, la couverture végétale, spécialement la forêt dense, participe au recyclage de l’eau ; ainsi MONTENY et CASENAVE (1989) ont montré que le contenu en vapeur d’eau de l’alizé dévié de sud-ouest (mousson) ne diminue pas après son passage sur la forêt près d’Abidjan (plantation d’hévéas) en dépit des fortes précipitations sur celles-ci.

14Le fait capital est que les processus pluviogènes, entre les tropiques, interviennent surtout à l’échelle convective, dont l’ordre de grandeur est plurikilométrique, et ce même au sein de systèmes perturbés d’échelle supérieure (BARRY et CHORLEY, 1987 ; cf. p. 280). Ainsi s’accentue énormément le caractère spatio-temporel discontinu du phénomène pluvieux. On sait par exemple qu’à Dar-es-Salaam les deux-tiers des pluies proviennent d’orages qui durent moins d’un quart d’heure (NIEUWOLT, 1977). A Phnom-Penh, pendant la mousson, on parie sur la question de savoir au-dessus de quel coin de rue la pluie va brutalement se déclencher ou cesser (J. DELVERT, cité par LAMARRE, 1991).

15Plus sérieusement, et à une autre échelle, “1/100ème seulement de la zone intertropicale est recouvert par des amas nuageux donnant des pluies significatives” (DHONNEUR, 1985). La plupart de ces amas ont une extension limitée et une existence fugace, liée au cycle thermique diurne. Ces phénomènes peuvent donc facilement échapper aux radiosondages (G. DHONNEUR, comm. orale). Néanmoins l’utilité des données météorologiques d’altitude, issues des radiosondages, n’est pas contestable, même si la continuité des séries est bien moins assurée que pour les données de surface, et surtout si la densité du réseau est fort lâche. Mais les conditions atmosphériques d’altitude appartiennent à une échelle spatiale supérieure à celles qui prévalent dans la couche limite. Par conséquent, on peut constituer des fichiers normalisés de données d’altitude (champs de pression, de vent à différents niveaux), qui sont indispensables pour la connaissance de la circulation troposphérique à grande échelle.

16Au total, peu de régions tropicales peuvent se prévaloir de disposer de données météorologiques d’altitude denses et fiables. C’est le cas de l’espace compris entre la Corée et les Philippines, pour des raisons historiques et stratégiques ; on a pu y établir des séries de coupes méridiennes quotidiennes de la troposphère, qui éclairent la dynamique des moussons et des typhons sur la bordure orientale de l’Asie (PERARD-TOURNIER, 1984). A l’inverse, il n’y a pas de données d’altitude pour les immensités océaniques dépourvues d’îles.

17b) L’apport de l’information satellitaire doit être considéré comme primordial. Les satellites météorologiques existent depuis plus d’un quart de siècle (LABROUSSE, 1985). Certains géographes-climatologues ont précocement attiré l’attention sur eux et milité pour une “climatologie par satellite” (BARRETT, 1974). En effet, au contraire des données conventionnelles, stationnelles, les données satellitaires sont continues dans l’espace : tous les éléments d’image (pixels) sont contigus, quelle que soit leur localisation, sur terre ou sur mer. Dès lors, on peut procéder à des groupements de pixels de manière à obtenir des interpolations spatiales homogènes.

18La mise en exploitation des satellites géostationnaires, à la fin des années 70, a marqué une étape décisive dans la connaissance météorologique globale. Actuellement, quatre satellites de ce type “couvrent” la zone intertropicale, avec une faible déformation géométrique des images, puisqu’ils sont placés à la verticale de l’équateur. Ainsi les données de ces satellites, tel Meteosat, couvrent toutes les échelles spatiales, du local (pixel) au global (plein disque). En ce qui concerne Meteosat (“subpoint” à 0° lat./0°long.), la résolution maximale du pixel est de 2,5 km dans le rayonnement Visible (le plein disque VIS comporte 25 millions de pixels) et 4,4 km dans l'infrarouge (IR). La mesure du rayonnement IR émis par la surface de la Terre, sol continental ou surface marine, ou émis à partir du sommet des formations nuageuses, constitue une information capitale, fournie de jour comme de nuit. Les émissions ont lieu toutes les demi-heures ; cette cadence, même ralentie au rythme tri-horaire, autorise le suivi du cycle radiatif diurne, si important entre les tropiques, et de ses conséquences sur la nébulosité.

19Les satellites peuvent émettre dans d’autres longueurs d’onde, tel Meteosat dans le “canal vapeur d’eau” ; certains satellites défilants, à orbite polaire basse héliosynchrone, sont à cet égard très perfectionnés. Cependant, en climatologie tropicale, les données IR sont de loin les plus utilisées. Elles permettent d’évaluer, au degré près, les températures de surface et celles du sommet des formations nuageuses, donc leur altitude. La mesure de l’émission vers l’espace de la radiation IR (abrév. angl., OLR) est inversement proportionnelle à la couverture nuageuse épaisse, à caractère convectif et pluviogène. L’OLR est considérée comme un indicateur majeur pour l’évaluation du bilan d’énergie. Ainsi DHURIA et KYLE (1990) ont montré que les régions intertropicales pluvieuses (ou de mousson) enregistrent un gain de radiation nette ; les centres de la convection profonde ont une radiation nette faible ou négative, mais sont environnés d’espaces comportant des nuages de niveau moyen ou des nuages élevés et fins, dégageant une forte radiation nette ; un écart supérieur à 100W/m2 existe entre les maxima océaniques et les minima situés sur les continents désertiques.

20A côté d’un atlas du bilan radiatif des continents (HENNING, 1989), on dispose (BESS et al., 1989) de cartes globales mensuelles de l’ORL, sur 10 années. D’une manière générale, les données satellitaires sont de plus en plus sollicitées pour établir des champs climatologiques à l’échelle globale. Il existe plusieurs fichiers pour la mesure des températures de surface de la mer (abrév. angl. SST), tel le GOSTCOMP (TABEAUD, 1989). De même, on cherche à évaluer le champ de vapeur d’eau atmosphérique (REYES et JANOWIAK, 1986 ; SCHMETZ et VAN DE BERG, 1991).

21Dans la recherche du bilan d’énergie, la prise en compte de la nébulosité est cruciale. Aussi la mise au point d’une climatologie de la couverture nuageuse est-elle à l’ordre du jour (DESBOIS, 1990). Le programme ISCCP (International Satellite Cloud Climatology Project) est en cours depuis juillet 1983 (ROSSOW et SCHIFFER, 1991). La nébulosité globale moyenne (juillet 1983-juin 1985) est de 59 %. Les données “B3” (tri-horaires, résolution de 30 km) sont une version réduite des données initiales ; les données “Cl”, également tri-horaires, sont calculées sur une grille de 2,5° lat./long. ; les données “C2” sont des synthèses mensuelles des précédentes : aussi une bande magnétique standard contient 24 mois de données. Celles-ci sont très complètes ; entre autres, une classification des types de nuages a été développée par la méthode du seuillage croisé IR/VIS.

22Néanmoins, la reconnaissance de certaines morphologies nuageuses, et non des moindres, s’appuie nécessairement sur l’observation visuelle des images. C’est le cas des lignes de grains africaines, dont la définition morphologique est liée à la convexité en plan du bord nuageux, dans le sens du flux, et bien entendu des cyclones tropicaux. Les images satellitaires sont les seules données utiles pour détecter l’émergence et suivre le développement de ces perturbations extrêmes. Toutefois, la reconnaissance par avion, effectuée entre 6 et 12 heures après le début du phénomène, améliore de 50 % la détermination du centre ; ainsi les cyclones tropicaux du Pacifique sud sont deux fois moins bien positionnés (sans mission aérienne) que ceux du Pacifique nord-ouest ou ceux de l’Atlantique nord-ouest, domaines qui bénéficient d’avions-détecteurs en routine (MARTIN, 1988).

23De fait, malgré leurs immenses potentialités, les données satellitaires ne sont pas la panacée. Les difficultés techniques sont considérables. Après réception, les données nécessitent des étalonnages incessants. A cause du volume de l’information à traiter, il faut mettre en œuvre des systèmes informatiques lourds et coûteux. En outre bien des résultats de divers traitements ne sont pas toujours en accord. Par exemple, les données ISCCP tendent à exagérer le cycle diurne de la nébulosité basse, de type strato-cumulus ; la différence avec les données Meteosat produites directement par l'Agence Spatiale Européenne (abrév. angl. ESA), qui gère le satellite, approche 20 % au large de certaines côtes d’Afrique (Eumetsat, 1990). Par ailleurs, il vaut mieux valider le champ thermique de surface de l’océan, tiré des données IR, grâce aux mesures des bateaux et des bouées (REYNOLDS, 1988). Enfin les données satellitaires pêchent aussi du fait de leur impossibilité de présenter des séries sur une période suffisamment longue.

II. NORMALE, VARIABILITÉ CLIMATIQUE. PROBLÈMES DE PÉRIODISATION

24a) Il s’agit de l’aspect actuellement le plus vulgarisé, “médiatisé”, de la climatologie, et pourtant, paradoxalement, un des moins discutés sur le fond (même dans l’ouvrage de réflexion de PEGUY, 1988). Penser le climat implique un acte normatif qui, pour être reconnu, a besoin de règles simples. Celle de la “normale” trentenaire, commode sur le plan statistique, est partout adoptée. On ne peut mieux admettre — tacitement — la périodisation du climat à l'échelle de la vie humaine.

25Cependant la norme ne va pas sans fluctuations. Il est clair qu’une durée de quelques dizaines d’années ou d'un siècle est plus appropriée à l’observation d’oscillations à l’échelle régionale que de variations à l’échelle planétaire. L’analyse des plus longues séries de données météorologiques (pluviométriques) disponibles entre les tropiques, en Inde et pour quelques stations dispersées, confirme l’absence d’une évolution tendancielle de la pluviosité, c’est-à-dire, en somme, l’état stationnaire de la pluviométrie, à l’échelle du siècle. Mais on note des tendances plus ou moins nettes sur des durées plus courtes : il y a des phases d’abondance pluviale relative, et d’autres de moindre pluviosité.

26L’abondance des pluies a été observée dans les années 1950-60, tant en Inde qu’en Afrique occidentale. Mais par la suite, alors que la fin des années 60 marque le début d’une tendance persistante à la diminution des pluies au Sahel, il n’en est pas de même en Afrique de l’est (IPCC, Climate Change, 1990, p. 129). Selon certains indices statistiques (JANICOT, 1990), la variabilité pluviométrique apparaît même différente entre les parties ouest et est (Tchad) du Sahel. La situation semble analogue, plus au sud, en bordure du golfe de Guinée. Dans le Nigéria méridional, on note seulement des oscillations — pas de tendance — autour de la moyenne calculée sur la période 1919-1985 (OLINARAN, 1991). A Cotonou (Bénin), le cumul pluviométrique annuel moyen est de 1 243 mm entre 1936 et 1960 ; la moyenne 1961-1990 est de 1 300 mm, mais cette valeur intègre des variations décennales sensibles : 1 530 mm dans les années 60, 1 170 mm dans les années 70, 1 200 mm dans les années 80. A Cotonou, c’est l’abondance pluvieuse des années 60 qui sort de l’ordinaire ; il en est de même à Lomé (Togo), où la moyenne des années 1971-90 retrouve exactement celle des années 1936-60 (790 mm), alors que les 1 000 mm sont dépassés dans les années 60.

27Cependant à Abidjan, beaucoup plus à l’ouest, la pluviométrie annuelle ne cesse de décliner depuis les années 50. La dernière décennie 1981-90 affiche une baisse de 32 % par rapport à 1951-60 et de 24 % par rapport à la période 1936-60. L’observation des cumuls mensuels successifs révèle que le régime pluviométrique le plus fréquent (avec pointe principale en juin, récession en août-septembre et pointe secondaire d’octobre), s’est reproduit 8 ans de suite, de 1950 à 87, c’est-à-dire durant la phase d'abondance pluviale. Depuis lors, les pluies de juin, et même du trimestre mai-juin-juillet, tendent à baisser, alors que celles du trimestre suivant tendent à croître, passant de 10 % du cumul annuel dans les années 1950-60 à 20 % environ dans les années 80. La diminution récente de la pluviométrie à Abidjan s’accompagne donc d’un dérèglement sensible du régime habituel.

28La station de Lamto est située à moins de 200 km plus au nord, à la pointe du fameux “V Baoulé”, au contact forêt-savane. Cette station est remarquable non seulement par sa localisation mais aussi par la qualité des mesures météorologiques depuis 1962 (PAGNEY, 1988). Lamto, à l’instar d’Abidjan et des régions plus septentrionales, a enregistré une forte baisse des pluies dans les années 1970-80, de l’ordre de 20 % par rapport aux années antérieures. Mais ici on constate que le régime pluviométrique a conservé beaucoup de régularité durant les années 70 et au début des années 80, en opposition à cet égard avec les années antérieures ou postérieures. Par conséquent c’est en pleine période de “sécheresse” que le régime a été le plus stable : pointe principale de mai-juin, creux accusé en juillet-août (“petite saison sèche”). Ici, contrairement à Abidjan, le dérèglement du rythme des pluies intrasaisonnier, sensible dans les années 60, semble lié à la phase d’abondance pluviale.

29b) Il ne faut absolument pas perdre de vue que la climatologie tropicale est dominée par le phénomène implacable d’alternance entre saison des pluies et saison sans pluie. "Les météores aqueux obéissent, sous les tropiques, à des lois si régulières que Humboldt a proposé de prendre cette région comme le point de départ de la météorologie” (DE SAUSSURE, 1862). Il est vrai que le changement saisonnier est attendu à un moment bien déterminé ; c’est, au sens premier, la mousson, puisque ce mot a été employé par les navigateurs arabes pour désigner le changement brusque dans le régime saisonnier des vents sur l’océan Indien, et que ce mot est toujours en usage dans la langue arabe pour indiquer un événement marquant se produisant à date fixe. A Trivandrum, les pluies de mousson se déclenchent autour du 1 er juin ; depuis le début du siècle, l’écart par rapport à cette date ne dépasse pas 10 jours dans 80 % des cas (HASTENRATH, 1988).

30Au fond, le but est de dégager, au sein de la saison des pluies, une organisation des événements pluvieux structurée dans le temps ; si elle existe, elle constitue une information de premier ordre pour la recherche des causes de la variabilité elle-même. Ainsi l’analyse en mois successifs permet de dégager des régularités dans la structure temporelle d’un régime pluviométrique. On conviendra d’appeler “régime des pluies caractéristique” (d’un climat intertropical) un régime vrai conforme à cette structure rythmique, reconnue comme la plus fréquente sur une période pluri-décennale.

31Cette notion est importante à plusieurs titres. D’abord elle se réfère au rythme saisonnier vrai, et non au “régime moyen”, série des valeurs moyennes mensuelles. Elle montre que la variabilité intègre à la fois les décalages dans le temps et les quantités variables d'eau précipitée, ces dernières étant à la merci, comme on le sait, de quelques grosses averses localisées. Elle montre enfin que les fluctuations temporelles de la pluviométrie relèvent de l’échelle régionale (cf. Abidjan et Lamto).

32Sur ce point, un exemple frappant est fourni par l’Amérique Centrale (LAMARRE, 1991). La double façade océanique entraîne à la fois une dissymétrie dans la pluviosité et une dualité dans les régimes pluviométriques, c’est-à-dire deux variantes du régime bimodal (à deux pointes inégales). La variante pacifique, la moins pluvieuse, déborde du côté atlantique, quelles que soient les conditions topographiques, montagneuses ou non, du Mexique au Panama. Ainsi dans la zone du canal de Panama, qui a moins de 70 km de largeur et un relief modéré, on a cherché dans quelle mesure les rythmes pluviométriques, de 1912 à 1985, se sont déroulés en commun dans trois stations contiguës au moins sur les six stations principales de référence (deux en façade caraïbe, deux en façade pacifique et deux stations intérieures). Les années 1935 et 1956, les plus pluvieuses, sont les seules à avoir connu un rythme uniforme. Par ailleurs la station centrale de Gamboa s’est trouvée 4 fois seulement en rythme avec les stations de la façade pacifique, et 4 fois également avec les stations caraïbes, sur 74 ans, ce qui est fort peu. Il faut donc admettre que, 3 années sur 4 environ, l’hétérogénéité spatiale prévaut dans l’isthme en ce qui concerne la répartition de la pluie.

33L’isthme de Panama, malgré son étroitesse, marque la limite entre deux grands espaces climatiques, le domaine caraïbe et le domaine du Pacifique est. Sur la longue durée (1912-1985), les stations caraïbes de la zone du canal, après un maximum dans les années 30 (3 500 mm), ont enregistré une diminution notable des précipitations annuelles après 1960, surtout entre 1970 et 1976 (2 800 mm) ; depuis celles-ci augmentent à nouveau. La pluviométrie des stations de la façade pacifique a connu une évolution parallèle jusqu’à la fin des années 40 seulement ; ensuite elle a au contraire augmenté dans les années 1950-60 et a diminué après 1975.

34Par ailleurs, le versant pacifique de l’Amérique Centrale se caractérise par la fréquence des régimes (bimodaux) “caractéristiques”. Ainsi, à Puntarenas (Costa-Rica), le noyau stable du régime est bien le maximum principal de septembre-octobre, avec 30 à 40 % des pluies annuelles de 1965 à 1984, à deux exceptions près.

35Sur un plan plus général, la zone intertropicale ne manque pas de régions, subéquatoriales surtout, où la régularité des régimes pluviométriques est assurée. Certes il faut bien distinguer rythme et quantité des pluies (la moyenne s’applique aux quantités) ; mais les contrées tropicales où le coefficient de variation des pluies annuelles est faible, disons inférieur à 15 %, ne sont pas rares non plus (TREWARTHA, 1980, p. 213). Il convient donc de bien relativiser la variabilité pluviométrique, élément d'appréciation primordial des climats intertropicaux. Il est pour le moins discutable de présenter la moyenne comme un fantôme, “qui n’offre le plus souvent aucune réalité physique” (PEGUY, 1988).

36c) Le couple dialectique stationnarité - fluctuations est le fondement de toute considération climatologique d’ordre temporel. Les physiciens de l’atmosphère ont en effet reconnu plusieurs oscillations de périodes diverses, allant de 10 jours à 10 ans, qui affectent le système climatique global. Ainsi YANG et RHEINHOLD (1991) examinent les oscillations dans la bande de fréquence 10-90 jours ; en prenant comme référence le champ de pression au niveau 500 hPa (5,5 km d’altitude), ils mettent en évidence des transitions rapides de 5-6 jours entre des états quasi stationnaires. La variabilité de basse fréquence (20-70 jours) a été étudiée par SCHUBERT et PARK (1991) à partir du vent zonal à 200 hPa (11 km). GHIL et MO (1991) préfèrent l’OLR comme critère pour une étude du même phénomène dans la zone intertropicale ; suite Pacifique central et oriental deux oscillations sont observées, de 24-28 jours et de 40-50 jours ; seule cette dernière existe sur l’Inde et sur le Pacifique ouest.

37Cette oscillation 30-50 jours est bien un phénomène d’échelle planétaire (nombre d’ondes : 1) et n’est pas propre à la zone intertropicale, où elle est cependant plus marquée. C’est une onde dirigée vers l’est (onde de Kelvin), dont le rythme paraît lié aux fluctuations de la convection de mousson : en mai-juin son passage semble déclencher “l'onset” ; en juillet-août, il favorise les “breaks”, en déportant les maxima convectifs au pied de l’Himalaya” (FONTAINE, 1990).

38L’oscillation quasi-biennale (OQB), affecte le vent zonal de la basse stratosphère, au-dessous de 45 km d’altitude ; vents d’ouest et vents d’est alternent selon une période de 26-28 mois (station de référence : Balboa-Panama ; niveau 30 hPa). On note une corrélation assez forte entre les phases de vents d’est et les années de mousson peu pluvieuses en Inde. De même, GRAY (1984) a montré que la cyclogenèse tropicale sur l’Atlantique est réduite avec des vents d’est stratosphériques, entre autres phénomènes.

39L’“oscillation australe” est désormais bien connue. Elle a été découverte au début de ce siècle, dans les années 20, par (Sir) Gilbert WALKER, à l’époque du service météorologique de l’Inde. Depuis une dizaine d’années, elle a donné lieu à une foule de publications (par exemple, CADET et GARNIER, 1988 ; PHILANDER, 1990) et connaît des appellations diverses (ACEITUNO, 1992). Le sigle le plus en usage actuellement, tiré de l’anglais comme il se doit, est ENSO : El Nino Southern Oscillation.

40Le phénomène se manifeste dans la zone équatoriale indo-pacifique par des modifications profondes et durables des températures de surface de l’océan et des précipitations (FONTAINE, 1991). En phase d'ENSO, pendant l’été austral, le domaine de convection (mousson australienne), qui occupe habituellement l’espace compris entre les îles de la Sonde et l’Australie, migre vers l’est, vers le centre de l’océan Pacifique équatorial, suivant en cela l’étalement des eaux chaudes en surface. Ainsi la cellule de circulation zonale pacifique (dite de Walker) subit une translation vers l’est. Alors, à l’extrémité orientale du Grand Océan, se déclenche le Niño : au large du littoral nord-péruvien et équatorien, le courant froid de Humboldt fait place à des eaux chaudes venues du nord-ouest, au moment de Noël, d’où le nom de Niño. Sur place, la convection est fortement activée ; des pluies énormes s’abattent sur le versant occidental des Andes, provoquant, dans cette contrée aride, des ruissellements dévastateurs.

41Le phénomène n’est pas cyclique. On le voit bien en suivant l’indice le plus commode, c’est-à-dire la différence de pression atmosphérique entre Tahiti et Darwin (nord de l’Australie). La période moyenne de reproduction d’un ENSO va de 2 à 7 ans. Dans les 25 dernières années, cette période a d’abord été courte, avec des oscillations rapprochées et peu amples ; puis, de 1977 à 1987, l’indice d’oscillation est resté quasi nul (stationnarité), à l’exception du grand ENSO de 1982-1983, provoquant “le Niño du siècle”, ce qui a puissamment contribué à attirer l’attention sur le phénomène. L’ENSO, en tant que dérèglement du système océan-atmosphère, semble donc avoir plusieurs modes de fonctionnement.

42Ses retentissements sont sans doute fort nombreux, à diverses échelles (GLYNN, 1990). Le plus remarquable (cf. Walker) demeure évidemment le lien entre l’oscillation australe et les mauvaises années (sèches) de mousson en Inde. D’autre part, les ouragans ne se forment pas sur l’Atlantique tropical boréal en phase d’ENSO sévère, comme en 1983 (PAGNEY, 1991). Au demeurant, les ouragans sont des phénomènes rares, certes, mais normaux de juillet à octobre sur les Antilles comme sur l’Amérique Centrale (LAMARRE, 1991-b). Il semble donc que le principal mode de dérèglement de la cyclogenèse atlantique soit imputable à l’ENSO. A l’inverse la pluviométrie ouest-africaine n’est pas corrélée aux phases de l'oscillation australe (FONTAINE, 1990). Bien entendu l’ENSO ne fournit pas réponse à tout dans le domaine de la variabilité climatique. Il existe, on l’a vu, de nombreux modes d’oscillation, sans parler de ceux qui ne manqueront pas de se révéler (KRISHNAMURTI, 1990).

43d) Les phénomènes de variabilité dont il vient d’être question sont tous compatibles avec une périodisation courte, actuelle, du climat, imposée par l’existence de données chiffrées et par l’adoption de la “normale” trentenaire. Cette périodisation est inadéquate pour aborder les questions d’environnement, tant au point de vue du modelé, des sols, que de la couverture végétale “naturelle”. En effet, à la suite des fluctuations climatiques quaternaires, notamment des phases froides, l’importance des héritages n’est pas à démontrer. Le climatologue tropicaliste de l’actuel ne peut pas se situer dans cette perspective (paléo) environnementale.

44Les climats actuels ne sont pas pour autant inopérants. L’exemple suivant, hors de pair il est vrai, peut l’indiquer. Il s’agit d’un paléoenvironnement récent aux prises avec une ambiance climatique actuelle fortement marquée par un régime pluviométrique tropical. Les plateaux du nord-ouest de la Chine sont uniques au monde pour le volume de loess accumulé. Son origine reste controversée ; mais on sait qu’elle ne correspond pas au climat actuel. En effet le ravinement l’emporte, favorisé par l’extrême finesse de la granulométrie et surtout par la concentration de l’écoulement des eaux en juillet-août : les deux tiers des précipitations tombent pendant ces deux mois de mousson. Pendant les crues formidables, le transport de particules a pu atteindre 500 kg/m3dans le Fleuve Jaune (contre 10 kg dans le Yang-Tsé-Kiang). Ainsi s’est constituée, à la longue, depuis la dernière période glaciaire, la Grande Plaine de Chine, devenue une des régions les plus peuplées du monde, malgré les dangers d’inondation.

45Cet exemple illustre aussi l’importance des événements météorologiques hors normes (les cyclones tropicaux, on l’a vu, ne sont pas considérés comme tels) susceptibles de modifier l’environnement naturel lorsque leur rareté n’est plus assurée. Au delà d’un certain seuil, on passe de l’état de biostasie à celui de rhexistasie ; on est fondé à considérer ce seuil comme une “rupture climatique”.

46Par ailleurs on sait que depuis la dernière période glaciaire, il y a moins de 20 millénaires, le facteur climatique a été le moteur des différenciations floristiques dans le monde (ROUGERIE, 1988). Cependant les modes d’interaction végétation-climat intègrent un effet retard, comme ceux qui se situent à l’interface océan-atmosphère. Les repères temporels ne sont pas les mêmes. Ainsi RIOU (1988) explique : “On sera peut-être surpris que l’étude des climats de Côte d’Ivoire et du Burkina Faso s’appuie, autant qu’il est possible, sur les pluviométries “normales” des années 1930-1967, et qu'il ne soit pas tenu compte de l'évolution récente vers une péjoration. Il s’agit d’un choix justifié par la finalité même de cette étude qui est de répondre aux interrogations d'une géographie des sols et des formations végétales de cette région. Or cette géographie ne correspond pas aux conditions climatiques des deux dernières décennies, mais à des régimes climatiques perçus sur une plus grande durée, comme en témoigne a contrario la crise actuelle”.

47Dans le même ordre d'idées, COUREL (1985) a discuté le modèle de Charney sur l’effet cumulatif de l’albédo de surface, puisque la couverture herbacée se reconstitue en grande partie (et avec elle les troupeaux) lorsque les pluies saisonnières reviennent normalement sur le Sahel. Ces exemples ouest-africains sont tout à fait révélateurs de la difficulté de situer le climat dans le temps (LAMARRE. 1992).

48e) Les changements naturels dans l'environnement végétal laissé à la disposition des populations n’ont donc ni le même rythme ni la même amplitude que la variabilité climatique “actuelle”. Voilà qui peut expliquer une certaine pérennité de la perception du climat dans les sociétés traditionnelles, indiens de la forêt yucatèque ou riziculteurs malais, et, au-delà, selon GOUROU (1982), l’existence dans le monde tropical de civilisations caractéristiques du climat, cet adjectif étant employé exactement dans le même sens que plus haut, à propos des régimes pluviométriques.

49A l’inverse, la climatologie tropicale est de plus en plus sollicitée par le court terme. Il est vrai que l’explosion démographique récente dans la plupart des pays intertropicaux est exactement contemporaine de la mise en place de la météorologie, et de la possibilité d’étudier scientifiquement le climat. Mais les problèmes économiques et sociaux sont d’une telle acuité dans ces pays, à commencer par la production vivrière, qu’au moindre frémissement des valeurs météorologiques, “le climat” est impliqué.

50Ainsi la persistance de la diminution des précipitations dans les pays soudano-sahéliens a alimenté de nombreux programmes de recherche sur le changement climatique. On a vu combien la sécheresse est une question difficile sur le plan scientifique (évaluation du bilan de l'eau) ; du moins c’est un phénomène limité dans l’espace et relatif dans le temps. BOKO (1988) a bien montré que la période présente, peu arrosée au Bénin, a succédé à une période très pluvieuse, qui avait marqué les premières années, euphoriques, de l’indépendance. Beaucoup d’états ouest-africains, en pleine croissance démographique, ont alors échafaudé, avec le concours de l’ancienne métropole, des plans de développement agricole exagérément optimistes, hors saison dans la mesure où ils étaient fondés sur des séries pluviométriques trop courtes et des chiffres “gonflés” par rapport à la caractéristique du climat.

51Celui-ci subit la loi d’un actualisme utilitaire, fort légitime au vu de la situation des populations concernées, chaque année angoissées dans la perspective des récoltes à espérer à l’issue de la prochaine saison des pluies. Ainsi la climatologie se “sahélise”, abuse de périodisations courtes qui aboutissent à confondre le temps et le climat, “weather and climate”. La très officielle Organisation Météorologique Mondiale entretient elle-même cette confusion. Dans son bulletin, la rubrique descriptive (par pays, pour l’année écoulée) des principaux événements météorologiques était justement titrée “conditions météorologiques significatives” ; depuis 1983, le titre est devenu “le système climatique mondial”. Tout un programme.

ORIENTATIONS, CONCLUSION

52Les recherches en météorologie et en climatologie ont toujours progressé de concert. Il y eut l’époque de la météorologie dynamique triomphante (étude des pressions, des centres d’action, des masses d’air...). C’était avant l’ère des ordinateurs et des satellites. Cette double révolution technique, vulgarisée parmi les géographes-climatologues depuis une dizaine d’années, a entraîné une réorientation des investigations.

53La climatologie dynamique satellitaire s’attache à reconnaître les formations nuageuses aux différentes échelles et à analyser leur dynamique spatio-temporelle propre. Ainsi ont été étudiées les bandes nuageuses cirriformes (tropical plumes) qui, sur des bandes de milliers de kilomètres, témoignent de l’existence de la branche supérieure des cellules de Hadley, en particulier sur le Pacifique austral (“convergence du Pacifique sud” : LAMARRE, MANIERE et PERARD, 1990) et sur l’Amérique du sud (POISSONNIER, 1991). Les formations nuageuses liées à la Convergence Intertropicale sont parmi les plus difficiles à saisir, à cause de la multiplicité des échelles. La variabilité diurne de la nébulosité entre les tropiques vient de faire l’objet de fructueuses recherches (DUVEL, 1988 ; KAYIRANGA, 1988). Il faut enfin souligner les efforts entrepris dans le but d’évaluer les précipitations par satellite (ARKIN et ARDANUY, 1989), en particulier pour le Sahel (programme EPSAT ; GUILLOT et CADET, 1991).

54Cependant l’orientation principale concerne la climatologie statistique ou diagnostique. Son “but est de diagnostiquer les fluctuations majeures du système Terre-Océan-Atmosphère et de mettre en évidence des connexions entre différents mécanismes climatiques, différents paramètres, différentes régions" (FONTAINE, 1991). Pour ce faire, elle utilise des fichiers de données globales et pratique l’analyse statistique de ces données. Une grande importance est attribuée au champ thermique de surface des océans (CHARNOCK et PHILANDER, 1986 ; BIGOT, 1991) et à ses corrélations avec la pluviométrie à l’échelle régionale (FOLLAND et al., 1986 ; BELTRANDO, 1990).

55L’objectif est d'intégrer les corrélations spatiales et les structures de variabilité dans les modèles de simulation du climat global. Plusieurs modèles sont développés par des équipes de physiciens atmosphéristes au sein des puissants laboratoires qui élaborent les fichiers globaux.

56Ces modèles ne sont pas opératoires pour le long terme. La plupart des rétroactions mises en jeu ne sont pas linéaires, c’est-à-dire que des causes très petites peuvent avoir des effets considérables (JOLIET, colloque “Planète Terre”, MRT, 1989). Des mathématiciens ont montré que la variabilité à long terme implique une dynamique de type “chaotique” (NICOLIS, 1987) et des attracteurs multiples (TSONIS et ELSNER, 1990). Sur le court terme, les simulations peuvent être réalistes. Par exemple, grâce au satellite Geosat, on a pu cartographier les ondes de Kelvin sur le Pacifique oriental (200 à 400 km par jour) et prévoir le Nino de 1986-1987 (O’BRIEN, Florida State University). Mais la simulation de la couverture nuageuse est extrêmement complexe (POTTER et al., 1989). Or la nébulosité est le principal facteur d’incertitude (SUD et al., 1992) dans l’évolution du climat à prévoir en liaison avec l’accroissement dans l’atmosphère de certains gaz à effets de serre (CO2, CH4), car le principal de ces gaz demeure la vapeur d’eau (KANDEL, 1990). L’hypothèse courante de simulation est le doublement instantané du C02 dans l’atmosphère (Climatic change, 1992) ; mais les résultats des modèles divergent quant à la distribution spatiale de la nébulosité et par conséquent des précipitations (IPCC, Climate Change, 1990).

57A cet égard — la géographie reprend ses droits — la résolution spatiale du modèle est un élément capital (BOVILLE, 1991) ; si un maillage de 2° lat./long. est réaliste dans l’hémisphère sud, océanique, il n’en va pas de même dans l’hémisphère opposé. Il faut, à tout le moins, respecter la continuité des continents et la forme des îles principales. Si le modèle britannique (UKHI) est beaucoup plus réaliste que ses concurrents, c’est, entre autres, qu’il est plus respectueux de la géographie : l’isthme américain existe et sépare effectivement les deux grands océans, l’archipel malais est bien distribué (Climate change, 1990). Une tromperie consiste à présenter les résultats des simulations des différents modèles, quelle que soit leur résolution, sur un planisphère classique, bien dessiné à échelle fine, ce qui rend en partie incompréhensible les différences entre les résultats (La Recherche, no 243, 1992).

58KRISHNAMURTI (1985) a montré avec conviction que la pierre de touche de la météorologie tropicale se situe à l’interaction de la convection et des flux majeurs de la troposphère. Il appelait de ses vœux de nouvelles campagnes de mesures, poussées à toutes les échelles, en particulier dans le domaine stratégique du “continent maritime” (Indonésie, Nouvelle-Guinée) où la complication géographique est à son comble. Les programmes de recherches suscités ou cautionnés par l’Organisation Météorologique Mondiale sont fort nombreux (voir la liste dans Climate change, 1990). La plupart d’entre eux embrassent l’échelle planétaire (cf. ISCCP). Les problèmes de bilan d’énergie sont au premier rang des péoccupations, tant à l’échelle globale (projet Scarab ; KANDEL et FOUQUART, 1992) qu’à l’échelle locale (HAPEX-Sahel ; brochure MRT, 1992).

59L’expérience ABLE (Amazon Boundary Layer Experiment ; GASTANG et al., 1990), qui a fonctionné de juillet 1985 à mai 1987, a mis en place 5 tours d’observation de 45 m de hauteur (5 m au-dessus de la canopée), dispersées autour de Manaus ; de plus ballons et avions ont livré 356 radiosondages. 40 à 70 % des pluies ont dépassé le seuil des pluies convectives, soit plus de 0,5 mm par minute. Cependant la nébulosité et le cycle de l’eau ne sont pas élucidés. Même passés au crible, les processus physiques ne se livrent pas facilement.

60A l’opposé, à l’échelle globale, l’atmosphère est considérée par la physique actuelle comme un système dynamique non linéaire. La dépendance sensitive des conditions initiales, ou “effet papillon”, limite la prédictibilité météorologique à environ deux semaines (RUELLE, 1991). Or, les modèles “climatiques” de circulation générale de l’atmosphère sont construits sur les mêmes principes que les modèles de prévision météorologique (VOITURIEZ, 1992). A propos du climat global, il est donc sage d’accueillir avec esprit critique les conclusions même nuancées des rapports à caractère officiel (IPCC, 1992 ; BERGER, 1992). Attendons les développements de la “science du désordre” — hasard et chaos — avant de songer pouvoir répondre à l’angoissante question : le climat peut-il basculer ? (NICOLIS, 1991 ; ROQUEPLO, 1993).

61La climatologie géographique quant à elle, doit manifester son originalité parmi toutes les branches du savoir qui étudient les choses du climat, en s’appuyant sur une investigation patiente des faits physiques, couvrant l’ensemble des échelles, du local au global. Cependant, c’est sans doute aux échelles spatiales intermédiaires qu’elle est le mieux à même de dégager les interactions avec les sciences humaines. Pour la plupart les groupes humains se placent en effet à l’échelle régionale, et c’est à ce niveau d’échelle qu’ils agissent sur l’environnement naturel. Le géographe peut toujours se poser en médiateur scientifique. Encore faut-il manifester le caractère utile, sinon indispensable, de cette position délicate. De toute manière, il vaut mieux proposer une approche spatiale des phénomènes, c’est-àdire un type de diagnostic, plutôt qu’une mythique synthèse.

Bibliographie

BIBLIOGRAPHIE

ACEITUNO P. - 1992 - El Nino, the Southern Oscillation and ENSO. Confronting names for a complex ocean-atmosphere interaction. Bulletin of the American Meteorological Society, vol. 73, no 4, p. 483-485.

ARKIN P.A. et ARDANUY P.E. - 1989 - Estimating climatic scale precipitation from space, a review. Journal of climate, vol. 2, p. 766-799.

ARNAUD Y. - 1992 - Caractérisation des nuages précipitants en fonction de leur structure spatiale et de leur évolution temporelle en milieu sahélien à partir d’images Meteosat. Thèse, université Paul Sabatier, Toulouse, 278 p.

BARRETT E.C. - 1974 - Climatology from satellites. Methuen, 418 p.

BELTRANDO G. - 1990 - Variabilité interannuelle des précipitations en Afrique orientale et relations avec la dynamique de l’atmosphère. Thèse, université d’Aix-Marsille II, 223 p.

BERGER A. - 1992 - Le climat de la Terre. De Boeck Université, Bruxelles, 479 p.

BESS T.D., SMITH G.L. et CHARLOCK T.P. 1989 - A ten year monthly data set of OLR from Nimbus 6 and 7 satellites. Bulletin of the American Meteorological Society, vol. 70, p. 480-489.

BRADZIL R. (éd.) - 1990 - Climatic change in the historical and the instrumental periods. Masaryk University, Brno, 362 p.

BIGOT S. - 1991 - Variabilité et téléconnexions de l’océan mondial entre 40° N et 40° S. Veille Climatique Satellitaire, no 36, p. 29-43.

BOVILLE B.-A. - 1991 - Sensivity of simulated climate to model resolution. Journal of Climate, vol. 4, no 5, p. 469-485.

CADET D. et GARNIER R. - 1988 - L’oscillation australe et ses relations avec les anomalies climatiques globales. La Météorologie, VIIème série, 21, p. 4-18.

CHARNOCK H. et PHILANDER G.H. - 1986 - The dynamics of the coupled atmosphere and ocean. The Royal Society, London, 161 p.

CHOISNEL E. - 1988 - Estimation de l’évaporation potentielle à partir des données météorologiques. La Météorologie, VIIème série, no 23, p. 19-27.

CLIMATIC CHANGE - 1992 - Vol. 21. no 2, juin 1992. Special issue : an annotated bibliography on the greenhouse effect and climate change. Kluwer Academic Publishers, 255 p.

COUREL M.F. - 1985 - Etude de l’évolution récente des milieux sahéliens à partir des données fournies par les satellites. Thèse d’Etat, Université de Paris I, 407 p.

CROWLEY T.J. - 1990 - Are they any satisfactory geologic analogs for a future greenhouse warming ? Journal of climate, vol. 3, no 11, p. 1182-1192.

DE SAUSSURE H. - 1862 - Coup d’oeil sur l’hydrologie du Mexique. Extrait des Mémoires de la Société de Géographie de Genève, 196 p.

DESBOIS Μ. - 1990 - Etudes de la couverture nuageuse par satellite. Publications de l'Association Internationale de Climatologie (AIC), vol. 3, Lannion-Rennes, p. 61-72.

DHURIA H.L. et KYLE H.L. - 1990 - Cloud types and the tropical earth radiation budget. Journal of Climate, vol. 3, no 12, p. 1409-1434.

EUMETSAT- 1990 - Proceedings of the 8th Meteosat user’s meeting. Norrköping, Sweden, 28-31 august 1990, 406 p. (Cf. p. 277-280).

FOLLAND C.K., PALMER T.N. et PARKER D.E. - 1986 - Sahel rainfall and worldwide sea temperatures. Nature, 320, p. 602-607.

FONTAINE B. - 1990 - Etude comparée des moussons indienne et ouest-africaine. Thèse d’Etat, 2 vol., 233 p. de texte et 277 p. de figures. Publication du Centre de Recherches de Climatologie de l’Université de Bourgogne, Dijon.

FONTAINE B. - 1991 - Variations pluviométriques et connexions climatiques : l'exemple des aires de mousson indienne et ouest-africaine. Sécheresse, vol. 2, no 4, p. 259-264.

FRANGI J.P. - 1988. Dynamique de la couche limite sahélienne. Thèse, université Paul Sabatier, Toulouse, 150 p.

GASTELLU-ETCHEGORRY J.P. - 1988 - Cloud cover in Indonesia. International Journal of Remote Sensing, vol. 9, no 7, p. 1267-1276.

GHIL M. et MO K.C. - 1991 - Intraseasonal oscillations in the global atmosphere. Journal of Atmospheric Sciences, vol. 48, no 5, p. 752-790.

GLYNN P.W., ed. - 1990 - Global ecological consequences of the 1982-1983 El-Niño Southern Oscillation. Elsevier Oceanography Series, vol. 52, Amsterdam, 563 p.

GOUROU P. - 1982 - Terres de bonne espérance. Le monde tropical. Collection “Terre humaine”, Plon, Paris, 456 p.

GRAY W.M. - 1984 - Atlantic hurricane frequency. 1) El Niño and 30 mb quasibiennial oscillation influences. Monthly Weather Review, 112, p. 1649-1668.

GUILLOT B., CADET D.-L. - 1991 - EPSAT. Estimation des pluies par satellite. ORSTOM et Ministère de la Coopération, 64 p.

HASTENRATH S. - 1988 - Climate and circulation of the Tropics. D.Reidel Publ., Dordrecht, 2ème éd., 455 p.

HENNING D. - 1989 - Atlas of the surface heat balance of the continents. Gebrüder Bornträger, Berlin, 402 p.

HOUGHTON J.T., ed. - 1984 - The global climate. Cambridge University Press, 233 p.

IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change) - 1990 - Climate Change. The IPCC scientific assessment. Cambridge University Press, 365 p.

IPCC- 1992 - The supplementary report to the IPCC scientific assessment. Cambridge University Press, 200 p.

JANICOT S. - 1990 - Variabilité des précipitations en Afrique de l’ouest et circulation quasi stationnaire durant une phase de transition climatique. Thèse, université de Paris VI.

KANDEL R. - 1990 - Le devenir des climats. Hachette, 126 p.

KANDEL R. et FOUQUART Y. - 1992 - Le bilan radiatif de la Terre. La Recherche, no 241, p. 316-324.

KAYIRANGA T. - 1988 - Contribution à l’étude du cycle diurne des nuages convectifs au moyen de l’imagerie satellitaire au-dessus de l’Afrique tropicale. Thèse, université de Paris VI, 135 p.

KRISHNAMURTI T.N. - 1985 - Summer monsoon experiment. A review. Monthly Weather Review, 113, p. 1590-1626.

KRISHNAMURTI T.N., ed. - 1990 - Low frequencies modes of monsoon, in Meteorology and Atmospheric Physics, vol. 44, no 1-4, Springer Verlag, Berlin, 305 p.

LABROUSSE J. - 1985 - Les satellites météorologiques existent depuis un quart de siècle. Bulletin de l’Organisation Météorologique Mondiale, vol. 34, no 3, p. 211-216.

LAMARRE D. - 1991 - Pluies et formations nuageuses sur l’Amérique isthmique. Essai de climatologie dynamique satellitaire. Thèse d’Etat, université de Bourgogne, Dijon. Ed. microfilmée, serv. reprod. thèses, Lille, texte : 313 p., documents : 250 p.

LAMARRE D. - 1991-B - Les ouragans d’origine atlantique sur l’Amérique Centrale. Echelle d’espace et “risque climatique”. Publications de l’Association Internationale de Climatologie (AIC), vol. 4, Fribourg (Suisse), p. 237-242.

LAMARRE D. - 1992 - A propos de périodisation climatique. Publications de l’Association Internationale de Climatologie (AIC), vol. 5, Dijon, p. 285-293.

LAMARRE D., MANIERE P. et PERARD J. - 1990 - A propos de la convergence du Pacifique sud. Publications de l'AIC, vol. 2, Actes du colloque de Pavia, p. 157-162.

LA RECHERCHE - 1992 - L’effet de serre. Numéro spécial (no 243), p. 515-674.

LECARPENTIER C. - 1975 - L’évapotranspiration potentielle et ses implications géographiques. Annales de géographie, 84ème année, no 463, p. 257-274, et no 464, p. 385-414.

LORIUS C. - 1991 - Glaces de l’Antarctique : une mémoire, des passions. Odile Jacob, Paris, 301 p.

LORIUS C. et al. - 1985 - A 150 000 year climatic record from Antarctica. Nature, 316, p. 591-596.

MAC ALPINE J.R., KEIG G. et FALLS R. 1983 - Climate of Papua-New-Guinea. Australian University Press, Canberra, 200 p.

MAIRE R. - 1990 - La haute montagne calcaire. Karstologia Mémoires, no 3, 731 p.

MARTIN J.D. - 1988 - Tropical cyclone observation and forecasting with and without aircraft reconnaissance. Atmospheric Science Paper, no 428. Colorado State University, Fort Collins.

Ministère de la Recherche et de la Technologie (MRT) - 1990 - Actes du colloque “Planète Terre”, Paris, 12-13 juin 1989. Imprimerie Nationale, 347 p.

Ministère de la Recherche et de la Technologie - 1992 - L’évolution du climat et de l’environnement global. La contribution française en 1991. Imprimerie Nationale, 58 p.

MONTENY B.A. et CASENAVE A. - 1989 - The forest contribution to the hydrological budget in Tropical West Africa. Annales Geophysicae, vol. 7, no 4, p. 427-436.

NICHOLSON S.E. et LARE A.R. - 1990 - A climatonomic description of the energy balance in the Central Sahel. Part 2 : evapoclimatonomy submodel. Journal of applied meteorology, 29, p. 138-146.

NICOLIS C. - 1987 - Long term climatic variability and chaotic dynamics. Tellus, 39, A, p. 1-9.

NICOLIS C. - 1991 - Le climat peut-il basculer ? La Recherche, vol. 22, no 232, “la science du désordre”, p. 584-587.

NIEUWOLT S. - 1977 - Tropical climatology. John Wiley and Sons, 207 p.

OLINARAN O.J. - 1991 - Evidence of climatic change in Nigeria based on annual series of rainfall of different daily amounts, 1919-1985. Climatic Change, 19, p. 319-341.

PAGNEY P. - 1988 - Le climat de Lamto (Côte-d’Ivoire). Travaux des chercheurs de la station de Lamto, no 8, p. 31-79.

PAGNEY P. 1991 - A propos de l’ouragan Hugo. Rapport officiel de mission au département de la Guadeloupe. Université de Paris IV Sorbonne et Centre de recherches de climatologie de l’Université de Bourgogne, 3 tomes, 177 p.

PAGNEY P. et NIEUWOLT S., éd. - 1986 - Etudes de climatologie tropicale (ouvrage bilingue français-anglais). Masson, Paris, 206 p.

PEGUY Ch.-P. - 1988 - Jeux et enjeux du climat. Masson, 256 p.

PERARD-TOURNIER J. - 1984 - Recherches sur les climats de l’archipel malais : les Philippines. Thèse d’Etat, université de Dijon, 922 p.

PHILANDER G. - 1990 - El Niño, la Niña and the Southern Oscillation. Academic Press, 293 p.

POISSONNIER P. - 1991 - La nébulosité convective sur l’Amérique du sud (d’après les images GOES). Veille Climatique Satellitaire, Lannion.

POTTER G.L. et al. - 1989 - Interpretation of cloud climate feed back as produced by 14 atmospheric general circulation models. Science, 245, p. 513-516.

REYES S. et JANOWIAK J.E. - 1986 - Global atmospheric water vapour patterns. NOAA. National Weather Service, Washington, 24 p.

REYNOLDS R.W. - 1988 - A real time global Sea Surface Temperature analysis. Journal of Climate, vol. 1. p. 75-86.

RIEHL H. - 1978 - Analyse objective de la pression en surface dans les pays tropicaux. Bulletin de l’Organisation Météorologique Mondiale (OMM), vol. 27, no 3, p. 194-198.

RIOU G. - 1988 - Proposition pour une géographie des climats en Côte d’Ivoire et au Burkina Faso. Travaux des chercheurs de la station de Lamto, no 8, p. 31-79.

RIOU G. - 1990 - L’eau et les sols dans les géosystèmes tropicaux. Masson, Paris, 222 p.

ROQUEPLO P. 1993 - Climats sous surveillance. Economica, 401 p.

ROSSOW W.B. et SCHIFFER R.A. - 1991 - ISCCP cloud data products. Bulletin of the American Meteorological Society, vol. 72, no 1, P· 2-20.

RUELLE D. - 1991 - Hasard et Chaos. Odile Jacobs, 248 p.

SANTIAGO A. et SUCHEL J.B. - 1991 - Les bilans hydriques au Cameroun. Essai de synthèse cartographique. Cahier no 13 du Centre de Recherches de Climatologie de l’université de Bourgogne, Dijon, p. 105-137.

SAMBA-KIMBATA M.J. - 1991 - Précipitations et bilans de l’eau dans le bassin forestier du Congo et de ses marges. Thèse d’Etat, université de Bourgogne, Dijon, texte : 241 p., documents : 136 p.

SCHMETZ J. et VAN DE BERG L. - 1991 - Estimation of precipitable water from Meteosat infrared window radiances over sea. Beiträge zur Physik der Atmosphäre, vol. 64, no 2, p. 93-102.

SCHUBERT S.D. et PARK C.K. - 1991 - Low frequency intraseasonal tropical-extratropical interactions. Journal of Atmospheric Sciences, vol. 48, no 4.

SUBRAMANIAM A.R. - 1988 - Drought and desertification studies in agriculture in India. “The tropical environment”, proceedings of the symposium in Kingston, Jamaica, aug. 4-7, 1987, p. 127-140. International Geographical Union. L.C. Nkemdirim, ed., University of Calgary, Canada.

SUD Y.C. et al. - 1992 - Role of a cumulus parametrization scheme in simulating atmospheric circulation and rainfall in the nine-layer Goddard Laboratory for atmospheric general circulation model. Monthly Weather Review, vol. 120, no 4, p. 594-611.

TABEAUD M. - 1989 - L’Atlantique tropical austral. L’eau et le climat en milieu océanique. Thèse d’Etat, Paris IV, 439 p.

TREWARTHA G.T. et HORN H.I. - 1980 - An introduction to climate. Mac Grow Hill, New York, 5ème éd., 516 p.

TSONIS A.A. et ELSNER J.B. - 1990 - Multiple attractors, fractal basins and longterm climate dynamics. Beiträge zur Physik der Atmosphäre, vol. 63, no 3-4, p. 171-176.

VOITURIEZ B. - 1992 - Les climats de la Terre. Presses-Pocket, collection Explora, 128 p.

YANG S. et RHEINHOLD B. - 1991 - How does the low frequency vary ? Monthly Weather Review, 119, p. 119-127.

Auteur

Centre de recherches de climatologie
Université de Bourgogne et CNRS

© Presses Universitaires de Bordeaux, 1994

Conditions d’utilisation : http://www.openedition.org/6540