Changement climatique

Auteur : Jean-Louis Pinault (English version: here)

Le présent site (climatorealiste.com) apporte son soutien au « Collectif des climatoréalistes » (email : collectifdesclimatorealistes@gmail.com), une organisation distincte hébergée par Skyfall.

Cet article, qui s’adresse à toute personne désireuse de s’informer sur les causes du changement climatique, tente d’aborder avec réalisme les phénomènes observés à une échelle de temps variant de quelques années à plusieurs centaines de milliers d’années. Il se focalise en particulier sur la variabilité naturelle du climat dans le but de donner une explication plausible au réchauffement observé au cours de la seconde moitié du 20ème siècle et ainsi de proposer une alternative à la théorie du réchauffement d’origine anthropique (résultant des activités humaines)  et au scénario catastrophiste revendiqué par le Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat (GIEC). L’hypothèse selon laquelle le climat est sensible au CO2 (par exemple Arhennius 1896; Manabe & Wetherald, 1967) s’est renforcée dans les années 80 suite à une corrélation statistique observée entre l’accroissement de la teneur en dioxyde de carbone dans l’atmosphère et la montée de la température moyenne annuelle globale de notre planète, a produit le déferlement médiatique, économique et politique que l’on sait, sans précédent dans l’histoire des sciences. Pourtant les bases physiques sur laquelle elle repose montrent que le réchauffement d’origine anthropique ne contribue que pour environ un tiers du réchauffement observé au cours de la seconde moitié du 20ème siècle. Tout effet amplificateur ne repose sur aucune base physique prouvée. Pire, ses fondements sont aujourd’hui contredits par les observations.

Comparaison des variations de la température moyenne globale à la teneur en CO2 atmosphérique mesurée dans les carottes de glace (Law Dome, Est de l’Antarctique) et à Mauna Loa, Hawaï. La corrélation statistique observée entre la température et la teneur en CO2 entre 1977 et 2004 servit à étayer la thèse selon laquelle le réchauffement résulte de l’accroissement du CO2 agissant comme gaz à effet de serre. Sources : CRU (CRUTEM4), NOAA (CO2 Mauna Loa, Law Dome).
Comparaison des variations de la température moyenne globale à la teneur en CO2 atmosphérique mesurée dans les carottes de glace (Law Dome, Est de l’Antarctique) et à Mauna Loa, Hawaï. La corrélation statistique observée entre la température et la teneur en CO2 entre 1977 et 2004 servit à étayer la thèse selon laquelle le réchauffement résulte de l’accroissement du CO2 agissant comme gaz à effet de serre. Sources : CRU (CRUTEM4), NOAA (CO2 Mauna Loa, Law Dome).

En effet, l’effet de serre engendré par le seul dioxyde de carbone atmosphérique ne permettant pas d’expliquer le réchauffement dans sa globalité, un effet amplificateur fut désespérément recherché par les tenants du réchauffement d’origine anthropique. Celui-ci suppose une rétroaction positive entre le CO2 et la vapeur d’eau atmosphérique de telle sorte qu’une augmentation de la température globale favorise une hausse de la teneur en vapeur d’eau qui, elle, induit un effet de serre très efficace. Cette pure conjecture est aujourd’hui mise en défaut par les observations.

Les modèles numériques devinrent de plus en plus sophistiqués pour tenter d’expliquer des phénomènes inexplicables dans un contexte physique inapproprié omettant l’essentiel. C’était faire fi de notre ignorance dans la variabilité naturelle du climat ainsi que dans ses causes. Par la suite l’origine anthropique du réchauffement devint de moins en moins crédible au vu de la stagnation de la température après 2004 malgré l’accroissement du dioxyde de carbone. Aussi, considérer les causes du réchauffement avec réalisme est une nécessité absolue dans un contexte où l’obscurantisme a fait place aux argumentations pseudo-scientifiques du GIEC.

Température moyenne observée au cours des dernières 11000 années (d’après Dansgaard et al., 1969, Schönwiese, 1995)
Température moyenne observée au cours des dernières 11000 années (d’après Dansgaard et al., 1969, Schönwiese, 1995)

Notre ignorance dans les mécanismes contrôlant la variabilité du climat résulte du fait que les recherches se sont essentiellement focalisées sur les phénomènes atmosphériques au cours de ces dernières décennies, qu’elles se réfèrent aux activités humaines ou aux cycles solaires. Or le moteur des changements climatiques n’est pas atmosphérique mais océanique, l’atmosphère jouant seulement le rôle de vecteur entre les océans et les continents. Les océans entrent en résonance avec les cycles solaires et orbitaux, emmagasinant de la chaleur ou au contraire la restituant : la résonance dite « gyrale », car se manifestant autour des cinq gyres sous-tropicaux, conditionne étroitement les équilibres énergétiques de notre planète. L’effet amplificateur du forçage solaire et orbital provient alors de la rétroaction positive exercée par le courant polaire de l’onde barocline gyrale : l’oscillation de la thermocline est amplifiée par le courant polaire qui s’échauffe, ou se refroidit, selon que le courant de bord ouest accélère ou ralentit.

Ainsi la résonance gyrale permet d’expliquer, à partir d’observations et en s’appuyant sur des bases physiques irréfutables, les changements climatiques à différentes échelles de temps. En s’appuyant sur ce phénomène inédit, cet article aborde la variabilité du climat avec un regard neuf tout en résolvant certaines énigmes sur la circulation océanique.

Le climat est peu assujetti aux activités humaines

Température globale et CO2 atmosphérique au cours des derniers 600 millions d’années. Malgré les incertitudes sur la teneur en CO2 on peut en déduire qu’il n’existe pas de relation univoque entre ces deux variables.
Température globale et CO2 atmosphérique au cours des derniers 600 millions d’années. Malgré les incertitudes sur la teneur en CO2 on peut en déduire qu’il n’existe pas de relation univoque entre ces deux variables.

Le réchauffement climatique de ces dernières décennies n’a rien d’exceptionnel puisque, si on s’intéresse aux 11.000 années passées depuis la dernière ère glaciaire, au moins trois épisodes ont été plus chauds que de nos jours. Le réchauffement climatique actuel fait suite à la fin du Petit Âge Glaciaire.

Au cours des derniers 600 millions d’années, la température globale n’a pas suivi la concentration en CO2 qui fut très supérieure à ce qu’elle est de nos jours sans emballement des températures. La thèse selon laquelle l’accroissement du CO2 atmosphérique serait responsable du réchauffement par forçage radiatif ne repose donc sur aucune base physique. On ne peut déduire de relation de causalité au vu de la corrélation entre la température globale et la teneur en CO2 observée entre 1977 et 2004.

Température globale et concentration en dioxyde de carbone de 150.000 à 100.000 ans BP déduites de l’analyse des carottes de glace (Vostok, Antarctique).
Température globale et concentration en dioxyde de carbone de 150.000 à 100.000 ans BP déduites de l’analyse des carottes de glace (Vostok, Antarctique).

L’analyse des carottes de Vostok montre que c’est la hausse de la température qui fait augmenter le CO2 dans l’atmosphère (par dégazage des océans principalement) et non l’inverse. Ce processus est toujours valable de nos jours mais n’est pas encore perceptible car la modification des équilibres de la couche de mélange des océans requière plusieurs centaines d’années.

Le soleil, un bon candidat

Cet affrontement entre les tenants du réchauffement due à l’activité humaine, soutenue par le GIEC, et les sceptiques reflète une méconnaissance des mécanismes impliqués dans la variabilité du climat. Si le dioxyde de carbone n’a pas provoqué le réchauffement du 20ème siècle, quelle en est la cause ? Un bon candidat est le soleil.

Irradiance solaire totale (TSI) obtenue à partir de 14C dans les cernes des arbres et de 10Be dans les carottes de glace (Steinhilber et al. 2012)
Irradiance solaire totale (TSI) obtenue à partir de 14C dans les cernes des arbres et de 10Be dans les carottes de glace (Steinhilber et al. 2012)

L’activité solaire au cours des 11.400 dernières années a été reconstituée en analysant conjointement la concentration de radiocarbone dans les anneaux des arbres et l’abondance isotopique du béryllium 10 dans les carottes de glace. Les isotopes 14C et 10Be, qui sont produits par les rayons cosmiques dans la haute atmosphère, reflète en effet l’activité solaire car en période de forte activité les rayons cosmiques sont déviés du système solaire et produisent donc moins d’isotopes cosmogéniques.

La reconstitution de l’activité solaire montre qu’elle varie continuellement. Au cours du dernier millénaire, les catastrophes humanitaires engendrées pendant les périodes de faible activité laissent à penser que la température de la planète a baissé, comme ce fut le cas au cours du dernier Petit Age Glaciaire : il existe indéniablement une relation de causalité entre l’activité solaire et la température.

Pourtant la variabilité de l’irradiance solaire a peu d’impact direct sur le climat

En 1995, Henik Svensmark découvrit une corrélation entre le flux du rayonnement cosmique provenant de l’espace et la couverture nuageuse. Est ainsi née une théorie appelée cosmoclimatologie selon laquelle les rayons cosmiques, qui sont déviés par le champ magnétique variable du soleil et qui ionisent les gaz de l’air, provoquent l’apparition d’agglomérats de gouttelettes d’eau et la formation de nuages; ceux-ci, grâce à leur pouvoir réflecteur diminuent la quantité de rayonnement solaire qui atteint la surface, provoquant de ce fait une baisse de la température de surface, ceci avec une corrélation impressionnante entre la couverture nuageuse de basse altitude mesurée par satellite (International Satellite Cloud Climatology Project), et l’intensité du rayonnement cosmique mesurée à Climax, Colorado. Ainsi, la variation de l’activité électromagnétique du soleil et les fluctuations de l’intensité du rayonnement cosmique en provenance de l’espace conduisent à un réchauffement ou un refroidissement périodique de la surface terrestre.

En outre, en analysant sur des périodes plus longues des indicateurs de la couverture nuageuse de basse altitude et les rayons cosmiques, Svensmark a observé des tendances très similaires pendant le Petit Âge Glaciaire, alors que le soleil était particulièrement inactif, les changements successifs de polarité de l’axe magnétique du soleil pouvant être à l’origine de ces refroidissements tels que celui connu à la fin du règne de Louis XIV. Après 1750, le soleil redevenant plus actif, le flux du rayonnement cosmique a décru, la couverture nuageuse aussi, et les températures sont remontées. Un changement dans la couverture nuageuse de 3 à 4 % causé par un changement du flux du rayonnement cosmique serait suffisant pour expliquer un changement de température de plusieurs degrés, en raison de la réflectivité des nuages.

Pourtant, pour intéressante qu’elle soit, cette théorie ne rend compte que d’une infime partie du phénomène d’amplification de l’effet des variations de l’activité solaire sur la température globale terrestre. Basée sur la déviation des rayons cosmiques par le vent solaire, elle ne peut rendre compte du forçage solaire sélectif sur le climat: comment le cycle de 11 ans, pendant lequel l’activité solaire varie de quelques dixièmes de pourcents, peut-il se faire si discret ? Bien que faible, cette amplitude est du même ordre que celle des cycles de plus longue période. Or, ce cycle de 11 ans a peu d’influence sur le climat comparé aux cycles de Milankovitch de très longue période et qui reflètent les variations des paramètres orbitaux de la terre autour du soleil. Ceux-ci ont un impact considérable, réglant en particulier les périodes de glaciation. Cette sélectivité ainsi que la variabilité de l’efficacité du forçage solaire et orbital au cours des périodes glaciaires-interglaciaires mise en évidence à partir de l’analyse des carottes de glace provenant du Groenland et de l’Antarctique suggèrent que des phénomènes de résonance entrent en jeu, filtrant certaines fréquences au profit d’autres tout en s’amplifiant ou s’atténuant au gré de l’extension des calottes polaires.

Un nouveau concept : la résonance des ondes baroclines océaniques

L’impact direct de l’irradiance solaire ne permet pas d’expliquer la variabilité du climat aux différentes échelles de temps. Une telle hypothèse reviendrait à imaginer un système climatique soumis alors qu’il a ses propres fréquences, une inertie considérable, et manifeste de nombreux caprices, présages de phénomènes résonants. Les effets revendiqués par l’une et l’autre de ces théories sont marginaux et ne permettent pas d’expliquer quantitativement les phénomènes observés. La dynamique des phénomènes climatiques suggère un rôle de premier ordre des océans dont l’influence, bien que reconnue de longue date, reste très mal connue. Les océans offrent en effet un champ d’investigation dont la portée est considérable, et qui concerne la résonance des ondes océaniques planétaires : celle-ci permet non seulement d’expliquer et de reproduire fidèlement le réchauffement de notre planète, plus exactement la variabilité du climat à moyen et long terme, mais également le phénomène El Niño, la succession d’années sèches ou humides observées en Europe de l’Ouest depuis les années 70 …

C’est que la ceinture tropicale des océans produit de longues vagues, dont la longueur d’onde est de plusieurs milliers de kilomètres. Guidées par l’équateur en raison de la force de Coriolis[i] qui résulte de la rotation terrestre, elles sont déviées à l’approche des continents pour former des vagues hors de l’équateur. Ces longues vagues tropicales entrent en résonance avec le forçage exercé par les alizés, dont la période est annuelle, pour produire des sous-harmoniques dont la période est cette fois pluriannuelle. Ces longues vagues que les océanologues ont doté du nom de baroclines[i] résultent de l’oscillation de la thermocline à une centaine de mètres de profondeur, voire plus, qui sépare les eaux chaudes de surface des eaux froides profondes, plus denses.

Cette résonance océanique tropicale est un des moteurs de la circulation océanique de surface et contribue à la formation des puissants courants de bord ouest[i] que sont le Gulf Stream dans le nord Atlantique ou le Kuroshio dans le nord Pacifique, en y introduisant une succession d’eaux chaudes ou froides au gré de l’oscillation de la thermocline. Aux environs de la latitude 40°N ou S ces courants de bord ouest, qui s’écoulent dans la direction des pôles dans l’un et l’autre des hémisphères, quittent la bordure des continents pour rejoindre chacun des cinq gyres océaniques sous-tropicaux, gigantesques vortex au nord et au sud des océans Atlantique et Pacifique et au sud de l’océan Indien. Ces ondes forcées résonantes baroclines deviennent alors gyrales, leur longueur d’onde s’accordant sur la période du forçage héritée de la ceinture tropicale.

Pour des périodes comprises entre une demi-année et huit ans, le forçage de ces ondes gyrales provient de la succession d’eaux chaudes et froides véhiculées par les courants de bord ouest, et qui provoquent maintenant l’oscillation de la thermocline du gyre. Mais ces gigantesques ondes gyrales ont également la propriété de rentrer en résonance avec les cycles solaires de longue période pouvant atteindre un à plusieurs siècles, ainsi qu’avec les cycles de Milankovitch qui affectent l’occurrence des périodes glaciaires et interglaciaires, et qui traduisent les variations des paramètres astronomiques terrestres à l’échelle de plusieurs dizaines de milliers d’années.

Ces ondes baroclines résonantes ont la propriété de ‘cacher’ l’énergie thermique qui les anime par abaissement de la thermocline; en raison d’une contre-réaction positive ces eaux chaudes profondes favorisent l’accélération du courant de bord ouest ainsi que le développement des anomalies thermiques de surface, soutenant ainsi les échanges thermiques entre la surface de l’océan et l’atmosphère : les anomalies thermiques de surface induisent des instabilités atmosphériques dites, là encore baroclines, dépressions ou cyclones, qui, portées par les courants-jets[i] en altitude, voyagent à travers les continents.

De cette manière, la température de surface des continents réagit aux anomalies thermiques des gyres sous-tropicaux. Positives ou négatives au gré du mouvement de la thermocline, ces anomalies thermiques de la surface des océans tendent à produire les mêmes anomalies à la surface des continents en raison de la grande capacité calorifique de l’eau de mer d’une part, et de l’activité cyclonique ou anticyclonique de l’atmosphère stimulée aux moyennes latitudes d’autre part. Ces équilibrages thermiques internes à notre planète, qui se font au fil des années, lissent les variations du climat que nous observons quotidiennement aux moyennes latitudes. Le déséquilibre entre l’énergie reçue par la terre et celle réémise dépend principalement de la profondeur de la thermocline des ondes gyrales.

Cette approche permet d’une part de rendre compte de la variabilité du climat à moyen et long terme, et d’autre part de reproduire avec une grande exactitude le réchauffement climatique observé au cours de la seconde moitié du 20ème siècle, puis la stagnation de la température moyenne de la planète, signe précurseur de l’amorce d’un lent refroidissement qui va perdurer pendant plusieurs siècles. Ce réchauffement résulte en effet de l’accumulation d’eaux chaudes océaniques par couplage avec l’activité solaire qui a manifesté un sursaut au cours du 20ème siècle, ce que les climatologues appellent le maximum moderne, et qui marque la sortie des petits âges glaciaires qui se sont produits entre le 16ème et le 18ème siècle ainsi d’ailleurs que de l’ère glaciaire il y a de cela plus de 10.000 ans.

La résonance des ondes tropicales

Pour comprendre ce qu’est la résonance gyrale océanique, moteur de la variabilité du climat à moyen et long terme, et son couplage avec les cycles solaires et orbitaux, il nous faut d’abord nous focaliser sur la résonance des ondes tropicales océaniques desquelles sont héritées les périodes de résonance. L’étude des ondes baroclines dans les trois océans tropicaux repose sur la mise en évidence des anomalies altimétriques ainsi que des courants modulés dans des bandes caractéristiques, comme la bande 8-16 mois pour les ondes annuelles. A partir des mesures de la hauteur de la surface des océans sont déduites l’amplitude et la phase des anomalies altimétriques, mais également la vitesse et la phase des courants géostrophiques modulés à partir de la pente de la surface de l’océan[i], ceci grâce à l’utilisation des ondelettes croisées.

Des ondes quasi-stationnaires se forment, représentant un même phénomène dynamique dans une bande de fréquence caractéristique. Les forces géostrophiques contraignent étroitement le comportement des ondes baroclines aux limites du bassin, formant des ventres aux anomalies altimétriques et des nœuds là où les courants géostrophiques modulés assurent le transfert de l’eau chaude d’un ventre à l’autre. Les courants géostrophiques modulés, qui changent de direction deux fois par cycle, se superposent au courant de fond océanique. Le courant observé est la résultante du courant géostrophique modulé et du courant de fond. Bien que ces termes nœud et ventre soient abusifs parce que la phase des ondes quasi-stationnaires n’est pas uniforme, ce qui peut impliquer un chevauchement des nœuds et des ventres, ils rendent compte de l’évolution de l’onde au cours d’un cycle de manière explicite.

L’océan Atlantique

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La représentation dynamique des nœuds et des ventres de l’onde tropicale quasi-stationnaire permet de distinguer (Pinault, 2013):

  • 3 ventres d’amplitude très inégale, deux ventres de part et d’autre de l’équateur et un ventre le long de l’équateur. Le ventre situé au nord présente la plus grande amplitude, autour de 10 cm en Novembre. Il s’étend de la côte brésilienne à la côte ouest africaine qu’il suit vers le nord. Le ventre équatorial, qui s’étend de l’Amérique du Sud à la côte ouest africaine, forme une crête en Janvier. Le ventre situé au sud de l’équateur, à peine perceptible, se divise en deux branches: s’étendant depuis la côte d’Amérique du Sud il forme une crête en Avril.
  • 2 nœuds principaux, l’un et l’autre se confondant avec la partie occidentale des ventres situés au nord et le long de l’équateur. Le courant modulé situé au nord de l’équateur s’écoule principalement vers l’ouest, atteignant 30 cm/s en Octobre – Novembre (en Février dans sa partie septentrionale). Il chevauche le Courant Nord Equatorial et le Contre-Courant Nord Equatorial. La vitesse maximale du courant modulé équatorial est, quant à elle, atteinte en Mai.

Evolution de l’onde quasi-stationnaire

Suite aux forces géostrophiques qui s’exercent dans le bassin tropical, et qui résultent des effets conjugués de la rotation et de la gravité, des ondes de Rossby se forment à la fois au sud et au nord de l’équateur. Sous l’effet de la tension des alizés ces ondes se réfléchissent partiellement contre la bordure orientale de l’Amérique du sud pour rejoindre l’onde équatoriale. Une partie quitte le bassin tropical pour se mêler aux courants de bordure ouest s’écoulant vers le nord et vers le sud. L’autre partie forme l’onde de Kelvin piégée par l’équateur qui se propage vers l’est jusqu’à la côte africaine pour produire une onde de Kelvin côtière. Celle-ci se propage principalement vers le sud à partir du golfe de Guinée. Sous l’effet du reflux, une partie de ces ondes de Kelvin se réfléchit contre les côtes africaines pour former l’onde de Rossby équatoriale qui, piégée par l’équateur et stimulée par les alizés, se propage vers l’ouest jusqu’à la côte sud-américaine où elle est déviée vers le nord en suivant le Contre-Courant Nord Equatorial. Ceci résulte de l’effet Doppler: les ondes de Rossby se propagent en apparence vers l’est lorsque le Contre-Courant qui les entraine est plus rapide que leur vitesse de phase[i].

Ainsi les forces géostrophiques résultant des ventres contrôlent le mouvement des ondes de Rossby et de Kelvin, autorisant leur réflexion contre les limites orientale et occidentale du bassin, ou au contraire favorisant leur départ comme ceci se produit lorsque l’onde de Rossby septentrionale s’écoule vers l’ouest. Pour qu’il y ait résonance, la période moyenne du cycle complet doit se confondre avec celle du forçage, c’est à dire un an. L’ajustement du bassin au forçage est obtenu grâce à l’onde septentrionale qui doit son existence au Contre-Courant Equatorial. Celle-ci joue en effet le rôle de « coulisse d’accord » dans la mesure où la hauteur de la surface du bassin tropical s’ajuste pour permettre à l’onde forcée de réaliser son cycle en un temps moyen de un an, exactement.

L’évolution des ondes tropicales est soumise au forçage résonant des alizés. L’ensemble du bassin tropical s’adapte pour entrer en résonance, ce qui lui permet de capter le maximum d’énergie. Ce mode de bassin résonant l’emporte sur les modes non résonants qui ne sont pas synchronisés avec le forçage. Dans ce cas les ondes s’amortissent très rapidement car s’opposant inévitablement au forçage au cours de leur évolution. Dans ces conditions, pour l’océan Atlantique la longueur d’onde de Rossby obtenue de la relation de dispersion[i] est 24.700 km à l’équateur pour la période de un an qui correspond au cycle des alizés. Elle est 12.350 km pour l’onde de Kelvin, plus rapide, dont la période est 2 mois.

Le forçage résonant, qui met en jeu des transferts d’eau chaude entre les deux hémisphères, tire parti du basculement des alizés d’un hémisphère à l’autre au gré de la zone de convergence intertropicale, ceinture de zones de basses pressions entourant la terre près de l’équateur. Sa localisation oscille de part et d’autre de l’équateur, passant d’un hémisphère à l’autre selon un rythme annuel, suivant la déclinaison du soleil. Pendant l’hiver austral la zone de convergence intertropicale migre vers l’hémisphère nord et les alizés soufflent dans l’hémisphère sud, forçant l’onde annuelle méridionale. Pendant l’hiver boréal la zone de convergence intertropicale migre vers l’hémisphère sud et les alizés soufflent dans l’hémisphère nord, forçant l’onde septentrionale.

L’upwelling[i] (la remontée d’eaux froides profondes) saisonnier dans le golfe de Guinée est entravé pendant la phase de propagation vers l’est de l’onde résonante équatoriale alors qu’il est stimulé lors de la phase de propagation vers l’ouest, ce qui fait que l’eau froide remplace l’eau chaude dans la couche de mélange. Pendant l’hiver boréal, la crête se forme le long de l’équateur tandis que l’anomalie septentrionale se creuse, l’eau froide remplaçant progressivement l’eau chaude qui vient de quitter le bassin tropical pour alimenter les courants de bord ouest. A la fin de l’hiver boréal le ventre septentrional forme une cuvette, ce qui favorise la migration vers l’hémisphère nord de l’eau chaude accumulée pendant l’été austral dans l’hémisphère sud. Ceci en raison de la hauteur de la surface de l’océan tropical: les courants géostrophiques s’écoulent en suivant les lignes de pente (des ventres positifs vers ceux négatifs). En outre, l’onde de Rossby équatoriale est déviée par la bordure occidentale du bassin en se joignant au Contre-Courant Nord Atlantique. Six mois plus tard le ventre septentrional s’inverse jusqu’à former une crête. Cette crête, qui est associée à l’approfondissement de la thermocline, accompagne la récession de la vague pendant laquelle les courants de bord ouest sont alimentés en eaux chaudes, et le cycle peut recommencer…

Au cours d’un cycle, les eaux chaudes migrent du ventre méridional vers le ventre septentrional via le ventre équatorial. A chaque étape le volume d’eau chaude augmente en se cumulant à celui déjà en place en cours de formation, ce qui est reflété par l’amplitude des ventres. Ces eaux chaudes sont incorporées depuis le ventre septentrional dans les deux courants de bord ouest que sont le Gulf Stream au nord et le courant du Brésil au sud, avec une périodicité annuelle.

L’océan Pacifique

Comme l’océan Atlantique, le Pacifique est soumis à la résonance d’ondes équatoriales formées du premier mode barocline (vertical) des ondes de Kelvin, et du premier mode barocline, premier mode méridien des ondes de Rossby. Mais, tandis que sous l’effet du forçage résultant de la tension des alizés la résonance se produit à une fréquence d’un cycle par an dans l’océan Atlantique, en raison de la largeur du bassin, 17.760 kilomètres au lieu de 6.500, la période des ondes tropicales du Pacifique est nécessairement pluriannuelle. Le mode de bassin résonant produit le phénomène El Niño bien connu pour ses effets météorologiques à l’échelle planétaire (Pinault, 2015).

L’onde annuelle

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D’autre part une onde quasi-stationnaire annuelle est observable au nord de l’équateur entre les latitudes 0°N et 12°N. La représentation dynamique de l’onde quasi-stationnaire fait ressortir deux vagues à longues crêtes, presque en opposition de phase, qui s’étendent des côtes orientales de l’Asie du Sud-est à l’Amérique centrale, ce qui suggère qu’elles résultent du forçage résonant du premier mode barocline, quatrième mode méridien d’une onde de Rossby. Les modes méridiens font en effet apparaître un nombre croissant de bandes énergétiques zonales lorsque le mode augmente (une bande pour le premier mode, deux bandes pour le second et ainsi de suite).

Les nœuds sont les deux courants de surface zonaux au nord et au sud de l’équateur, c’est à dire entre 4,5°N et 7,5°N, formant le Contre-Courant Nord Equatorial, et entre 0°N et 4,5°S, formant le Courant Sud Equatorial. La période de ces courants modulés est d’un an, elle aussi. Le courant modulé sud équatorial alimente les courants de bord ouest, l’exutoire étant situé à proximité de l’équateur, c’est à dire au large des Moluques du Nord et des îles Sulawesi du nord dans l’archipel indonésien.

Evolution de l’onde quasi-stationnaire

Seule la mise en résonance d’un mode méridien élevé peut expliquer la structure en bandes de l’onde ainsi que les deux nœuds dont l’analyse révèle qu’ils n’en font qu’un, étant fortement corrélés. Les ventres sont principalement visibles dans l’hémisphère nord alors qu’ils devraient apparaître, de manière antisymétrique, dans l’hémisphère sud : seul le ventre le plus méridional est bien visible à l’ouest de 160°W, en phase avec le ventre le plus méridional dans l’hémisphère nord, car les alizés sont plus faibles au sud de l’équateur.

La longueur d’onde, qui est de 9 400 km, est inférieure à la largeur du bassin. La phase de l’onde quasi-stationnaire s’inverse donc à ses deux extrémités, ce qui peut expliquer la grande variabilité d’un cycle à l’autre de l’onde observée. Pour la réalisation représentée, la vitesse de la composante modulée du Contre-Courant atteint son maximum en Septembre-Octobre dans l’hémisphère nord, lorsqu’elle s’écoule vers l’est, en phase avec le Courant Sud Equatorial dans l’hémisphère sud.  Ceci se produit alors que l’eau chaude vient d’être transférée aux ventres les plus méridionaux dans chacun des hémisphères, puis, quelques mois plus tard au ventre le plus septentrional.

L’onde quadriennale

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La structure des ventres et des nœuds de l’onde quadriennale rappelle ce qui est observé dans l’Atlantique tropical (la représentation fréquentielle de la hauteur de la surface de l’océan et de la vitesse du courant géostrophique à proximité de l’équateur à l’ouest du bassin montre que la période est de l’ordre de 4 ans avec une variabilité très importante). Comme dans l’Atlantique, ce mode de bassin met en évidence un nœud principal là où le courant équatorial modulé s’étend dans la moitié ouest du bassin, deux ventres de part et d’autre de l’équateur à l’ouest du bassin et un ventre le long de l’équateur : le ventre central-oriental résulte de la superposition du premier mode barocline, premier mode méridien d’une onde de Rossby, et d’une onde de Kelvin, l’une et l’autre piégées par l’équateur, mais se propageant en sens opposé. Les ventres occidentaux d’une part et le ventre central-oriental d’autre part séparent le Pacifique en deux parties où la thermocline oscille presque en opposition de phase.

Le ventre au nord-ouest forme une boucle joignant les côtes orientales des Philippines centrale et méridionale, se superposant au Courant Nord Equatorial dans sa partie septentrionale, et chevauchant le Contre-Courant Nord Equatorial ainsi que le Courant Sud Equatorial dans sa partie méridionale. Une onde de Rossby, qui se réfléchit contre les côtes orientales de l’archipel indonésien, se propage le long de la boucle, portée par le Contre-Courant Nord Equatorial.

Le ventre du sud-ouest forme une langue s’étendant jusqu’aux côtes du nord-est de la Nouvelle Guinée, à travers les îles Salomon. Il provient lui aussi d’une onde de Rossby qui se réfléchit contre la Nouvelle Guinée, portée par le Courant Sud Equatorial.

Le nœud principal est la composante modulée du Courant Sud Equatorial coulant vers l’ouest en suivant l’équateur entre les latitudes 0°N et 8°S.

Evolution de l’onde quasi-stationnaire

L’évolution des ondes quasi-stationnaires au cours d’un cycle peut s’exprimer par rapport à l’événement ENSO qui s’est produit au cours du cycle. La phase de propagation vers l’ouest de l’onde quasi-stationnaire le long de l’équateur débute lorsque la crête se réfléchit contre la côte sud-américaine, pendant le stade de maturité de l’événement ENSO. Elle dure près de deux ans au cours desquels la thermocline remonte le long du ventre central-oriental. A la fin de la phase de propagation vers l’ouest, le courant modulé principal, qui s’écoule alors vers l’ouest, atteint sa vitesse maximale et quitte partiellement la ceinture équatoriale pour alimenter les courants de bord ouest. En l’absence d’un Contre-Courant puissant au sud de l’équateur, ce qui interdit toute réflexion de la crête équatoriale vers le ventre du sud-ouest, l’onde résonante se réfléchit partiellement vers la boucle formant le ventre du nord-ouest. La propagation vers l’ouest de l’onde résonante le long de l’équateur stimule l’upwelling à la limite orientale du bassin, c’est à dire la côte sud-américaine, pendant que le creux de la vague se forme le long du ventre central-oriental. Ainsi, dans la partie centrale et orientale du bassin l’eau froide remplace progressivement l’eau chaude qui quitte la ceinture équatoriale.

Lorsque la phase est de ± 2 ans par rapport à l’événement ENSO, sous l’effet des alizés les ventres occidentaux forment une crête avec l’approfondissement de la thermocline de la « piscine d’eau chaude » jusqu’à une profondeur voisine de 250 m. La crête du ventre du nord-ouest ainsi que la vitesse du Contre-Courant Nord Equatorial, qui s’écoule vers l’est, atteignent leur maximum en même temps que le ventre du sud-ouest. Pendant ce temps, le creux s’approfondit au ventre central-oriental, ce qui stimule la migration de l’eau chaude depuis les ventres occidentaux, en remplacement de l’eau froide tandis que l’upwelling faiblit au large des côtes sud-américaines.

Comme dans l’océan Atlantique, le ventre du nord-ouest joue le rôle de « coulisse d’accord », mais le temps de propagation le long de la boucle est court par rapport à la période de l’onde quasi-stationnaire, de sorte que seul un réglage fin de la période intervient. Là encore, le ventre du sud-ouest joue le rôle de puits de chaleur.

Couplage des modes de bassin

Le fonctionnement de l’onde quasi-stationnaire quadriennale ne peut être dissocié de l’ENSO. En effet les événements El Niño se déclenchent à un moment bien précis du cycle de l’onde quasi-stationnaire, lorsque, à la fin de sa phase de propagation vers l’est, la crête atteint la côte occidentale d’Amérique du sud. Ces événements El Niño stimulent l’évaporation à la surface de l’anomalie équatoriale centrale-orientale, ce qui a pour but de refroidir la couche de mélange, et donc de remonter la thermocline. Aussi le phénomène ENSO constitue un mode de forçage de l’onde résonante puisqu’il stimule la propagation de la crête vers l’ouest. De plus le phénomène La Niña, qui marque la reprise de la circulation de Walker[i] avec l’intensification de la tension des vents d’est, est également un mode de forçage puisque devenant effectif à la suite d’El Niño, donc pendant la phase de propagation vers l’ouest de la crête.

Si l’activité convective diminue dans le Pacifique Ouest, la circulation d’ouest en altitude diminue ou cesse ce qui coupe l’apport d’air froid dans le Pacifique Est et le flux de retour d’est de surface faiblit. L’opposée d’El Niño est La Niña. La convection dans le Pacifique Ouest augmente dans ce cas ce qui amplifie la cellule de Walker amenant de l’air plus froid le long de la côte de l’Amérique.

a) Le courant géostrophique observé au large du Cap d'Urville 137,5°E, 0,5°N. Les pointillés indiquent les différents événements ENSO à leur stade de maturité. Les flèches montrent l'accélération du courant associé à chacun des événements ENSO – b) le signal –SOI brut et filtré dans la bande 1,5-15 ans. Les événements ENSO se produisent aux maxima du signal filtré.
a) Le courant géostrophique observé au large du Cap d’Urville 137,5°E, 0,5°N. Les pointillés indiquent les différents événements ENSO à leur stade de maturité. Les flèches montrent l’accélération du courant associé à chacun des événements ENSO – b) le signal –SOI brut et filtré dans la bande 1,5-15 ans. Les événements ENSO se produisent aux maxima du signal filtré.

Toutefois les équations du mouvement montrent que ces forçages liés à l’ENSO ne suffisent pas à expliquer l’amplitude des ventres ainsi que la vitesse des courants modulés observés. Il faut donc invoquer un couplage entre le mode de bassin annuel et quadriennal. Les composantes modulées du Contre-Courant Nord Equatorial et du Courant Sud Equatorial, qui font partie intégrante de l’onde quasi-stationnaire annuelle, se confondent en effet avec le nœud principal de l’onde quasi-stationnaire quadriennale, le long d’une étroite bande équatoriale à l’ouest de 150°W. La situation particulière de l’île de Papouasie Nouvelle Guinée, à proximité de l’équateur, modifie les lignes des courants zonaux et des instabilités sont exacerbées le long d’une ligne étroite entre 136°E et 141°E de longitude et entre 0°N à 2°N de latitude.

Ces instabilités traduisent le rapprochement du Contre-Courant Nord Equatorial de l’équateur et l’amplification des accélérations du courant modulé commun aux deux modes de bassin. Au large du Cap d’Urville 137,5°E 0,5°N le Contre-Courant Nord Equatorial peut accélérer de 0 à 1,5 m/s en l’espace d’un mois, ce qui est considérable. Certaines de ces accélérations sont annonciatrices d’un événement ENSO. Dans ce cas le courant accélère rapidement vers l’est puis sa vitesse diminue avant de croître à nouveau, atteignant un maximum deux mois plus tard. Le courant géostrophique au large du Cap d’Urville est donc perturbé à un stade précoce du développement d’un événement ENSO, puis reprend sa vitesse initiale. Ceci se produit à 7 reprises de fin 1992 à mi 2015: les événements ENSO correspondants ont lieu en 08/1994, 11/1997, 12/2002, 12/2004, 12/2006, 11/2009 et 09/2012 (un événement est en cours de maturation en Juin 2015).

D’autre part ces instabilités anticipent le stade de maturation des événements ENSO de 4 à 6 mois, ce temps dépendant de la manière dont les anomalies thermiques de surface se développent au cours de l’évolution de l’ENSO. L’accélération du Contre-Courant Nord Equatorial et son rapprochement de l’équateur dans la partie occidentale du bassin stimule une onde de Kelvin barocline, traversant le bassin d’ouest en est en 2 mois, ce qui provoque un approfondissement de la thermocline dans la partie centrale-orientale du bassin. Les forces géostrophiques du bassin tropical font que deux ondes de Kelvin ne peuvent se succéder en moins d’un an et demi. C’est le temps minimum nécessaire pour qu’un cycle complet de l’onde quasi-stationnaire s’exécute, l’inclinaison le long de l’équateur de la surface de l’océan devant favoriser la propagation des ondes de Kelvin vers l’est. Par conséquent toutes les accélérations du courant, dont la période moyenne est 1 an, ne produisent pas une onde de Kelvin. C’est la raison pour laquelle certaines accélérations, même de grande amplitude comme celle de 2003, ne produisent pas d’événement ENSO. Dans ce cas les forces géostrophiques restent confinées à l’ouest du bassin.

Les périodes d’oscillateurs couplés

Appliquée au cas d’ondes océaniques, la théorie des oscillateurs inertiels couplés indique que les périodes moyennes des ondes couplées sont des multiples de la période moyenne de l’onde fondamentale[i], c’est à dire ici une année si on considère que le cycle des alizés constitue la référence temporelle du bassin tropical. L’onde quadriennale est en effet soumise au verrouillage en mode sous-harmonique de l’onde annuelle. Ceci reste vrai quelle que soit la variabilité des périodes d’un cycle à l’autre. Il en résulte que les périodes moyennes des deux modes de bassins sont exactement 1 et 4 ans. Cette dernière période est déterminée sans ambiguïté à partir de la distribution des événements ENSO.

Sous-harmonique de période 8 ans

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Un sous-harmonique de 8 ans de période moyenne présente trois ventres et un nœud principal, comme l’onde quasi-stationnaire quadriennale. Le ventre central-oriental s’étend entre 160°E et 130°W. Le ventre du nord-ouest est situé au large des Philippines contre lesquelles les ondes de Rossby se réfléchissent. Le ventre du sud-ouest, parallèle à l’équateur, s’étend de la côte Australienne orientale jusqu’à 130°W entre les latitudes 25°S et 20°S. Le fonctionnement de ce mode de bassin n’est pas sans rappeler celui du mode quadriennal. Le ventre central-oriental se forme dans le guide d’onde formé par l’équateur, le ventre du nord-ouest joue le rôle de la « coulisse d’accord » et le ventre du sud-ouest est un puits de chaleur.

Ce mode de bassin fait intervenir des ondes de Rossby et de Kelvin dont les vitesses de phase sont nécessairement plus faibles que celles du mode de bassin quadriennal: le deuxième mode barocline des ondes de Rossby et de Kelvin doit être invoqué. La vitesse de phase est de l’ordre de 1 m/s, c’est à dire inférieure de moitié à celle du premier mode barocline. Ce deuxième mode barocline (ou vertical) correspond non plus à l’oscillation de la thermocline, plus exactement de l’interface située à la base de la pycnocline, à la profondeur de 200 à 250 m, mais à l’oscillation de l’interface au sommet de la pycnocline, à la profondeur de 125 m.

Le nœud principal se confond avec celui du mode de bassin quadriennal à l’ouest de 170°E, ce qui fait que ce mode de bassin est couplé aux deux précédents de 1 et 4 ans de période: sa période moyenne est donc de 8 ans en raison du verrouillage en mode sous-harmonique. Ce mode participe à l’ENSO à un degré moindre que le mode quadriennal car le ventre central-oriental interfère peu avec les courants froids à l’est du bassin.

De cette manière, l’exutoire du Pacifique tropical, là où les courants de surface modulés quittent le bassin pour alimenter les courants de bord ouest, est commun aux trois modes de bassin. Ainsi l’océan Pacifique se distingue de l’océan Atlantique, en raison de la superposition de puissants courants modulés de 1, 4 et 8 ans de périodes moyennes à la sortie du bassin tropical.

L’océan Indien

Au même titre que les océans Atlantique et Pacifique, le fonctionnement de l’océan Indien tropical est assujetti au forçage résonant des longues vagues, conduisant à l’introduction dans le seul courant de bord ouest, l’Agulhas, d’eaux chaudes et froides de manière alternée et selon une fréquence bien déterminée. L’océan Indien tropical est donc impliqué de la même manière que les autres océans dans la résonance des longues vagues aux latitudes moyennes conduisant au forçage du gyre océanique sous-tropical. Mais il a deux particularités, sa fermeture au nord, qui s’oppose à tout courant de bord ouest coulant vers le nord, et son ouverture sur l’océan Pacifique, à l’est, qui produit le courant traversant indonésien, système de courants de surface s’écoulant du Pacifique à l’océan Indien à travers les mers indonésiennes. De cette manière, l’océan Pacifique influence l’océan Indien, dans la région s’étendant de 17,5°S à 7,5°S en particulier, en raison de la propagation des ondes de Rossby du Pacifique occidental à l’Océan Indien. Le courant traversant indonésien joue un rôle important dans le transport de chaleur et dans le système climatique, mettant en relation les eaux chaudes de la piscine du Pacifique occidental et les eaux froides du Courant Sud Equatorial de l’océan Indien.

Une autre caractéristique du bassin tropical est que sa largeur, qui est de 6.300 km entre la côte orientale de l’Afrique et la côte occidentale de Sumatra, est proche de la moitié de la longueur d’onde de Rossby de fréquence biannuelle, qui est de 12.100 km. Considérant le premier mode barocline, le temps de transfert d’une onde de Rossby et de l’onde de Kelvin en retour est à peu près les deux tiers de la période pour faire un aller-retour le long de l’équateur, ce qui autorise l’accord de la période propre et de la période de forçage en raison de la réponse différée de l’onde quasi-stationnaire au ventre occidental.

L’océan Indien subit un phénomène comparable à El Niño, qui est une oscillation irrégulière des températures de surface dans laquelle la partie occidentale de l’océan devient alternativement plus chaude et plus froide que la partie orientale, formant un dipôle (IOD Indian Ocean Dipole en anglais). Lorsque le dipôle est positif des anomalies thermiques sont observables dans la partie occidentale du bassin, ce qui induit une augmentation des précipitations en Afrique de l’est ainsi qu’une mousson indienne supérieure à la normale. Un refroidissement se produit alors dans la partie orientale du bassin, qui a tendance à provoquer des sécheresses en Indonésie et en Australie. Lorsque le dipôle est négatif les conditions sont inversées, avec des eaux chaudes et une augmentation des précipitations dans l’océan Indien oriental, et des conditions plus froides et plus sèches à l’ouest.

Toutefois, là encore, le fonctionnement de l’océan Indien tropical ne peut être compris de manière satisfaisante sans faire intervenir le forçage résonant des longues vagues océaniques. Ceci concerne l’IOD, bien entendu, mais également le Somali, courant modulé qui longe la côte orientale de l’Afrique à hauteur de la Somalie. Deux ondes quasi-stationnaires de grande longueur peuvent être mises en évidence, une onde équatoriale biannuelle qui est la superposition d’une onde de Kelvin et d’une onde de Rossby, et une onde de Rossby annuelle hors de l’équateur. Cette dernière se propage à travers l’océan Indien depuis la sortie du passage de Timor à 120°E en suivant le Courant Sud Equatorial. Elle est déviée vers le nord à l’approche de la limite ouest de l’océan Indien, suit le Somali puis le courant de dérive de mousson, évite le sous-continent indien au sud du Sri Lanka pour longer les côtes de la baie du Bengale.

L’onde biannuelle

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L’onde quasi-stationnaire biannuelle oscille de la partie occidentale du bassin à sa partie orientale, l’équateur jouant le rôle de guide d’onde, comme le montre l’amplitude et la phase de l’ondelette croisée des mesures altimétriques. La composante géostrophique du courant zonal modulé, qui est le Contre-Courant Equatorial, circule de préférence vers l’est entre les longitudes 50°E et 90°E mais peut s’inverser. Cette inversion fait qu’au cours d’un cycle des échanges ont lieu entre le ventre occidental et le ventre oriental.

L’onde quasi-stationnaire est la superposition d’une onde de Rossby se dirigeant vers l’ouest et d’une onde de Kelvin dans la direction opposée, l’une et l’autre se réfléchissant sur les limites du bassin que sont la côte orientale de l’Afrique équatoriale d’une part, Malacca et Sumatra d’autre part. Le ventre occidental forme une crête en Mars et Septembre, le ventre oriental en Mai et Novembre, d’où une légère asymétrie de la durée des transferts entre l’est et l’ouest du bassin tropical en raison de la différence de vitesse de phase des ondes de Rossby et de Kelvin. La vitesse du courant modulé est maximale en Mai et Novembre lorsqu’elle est dirigée vers l’est, c’est à dire qu’elle est en phase avec le ventre oriental. Le mode de bassin qui en découle est accordé sur les vents de mousson.

Evolution de l’onde quasi-stationnaire

Les ondes équatoriales quasi-stationnaires sont la superposition du premier mode barocline des ondes de Kelvin et du premier mode barocline, premier mode méridien des ondes de Rossby. Au cours de la phase de propagation vers l’est, de l’eau chaude est transférée du ventre occidental vers le ventre oriental où elle quitte partiellement le bassin pour rejoindre les courants de limite est tandis que l’eau froide remplace l’eau chaude à l’ouest du bassin par stimulation de l’upwelling au large de la côte orientale de l’Afrique, induisant la remontée de la thermocline. Cette phase, pendant laquelle l’upwelling au large des côtes de Sumatra est réduit, se termine au printemps ou à l’automne.

Le Contre-Courant Equatorial, qui s’écoule préférentiellement vers l’est, voit sa vitesse augmenter au printemps et à l’automne: l’onde de Kelvin se reflète contre la côte occidentale de l’archipel indonésien, formant des ondes côtières qui se propagent vers les pôles.

Au cours de l’été et de l’hiver, le courant modulé disparaît ou s’inverse. L’eau chaude remplace l’eau froide au ventre occidental tandis que l’upwelling est renforcé le long de la côte de Sumatra, ce qui provoque la remontée de la thermocline.

Au cours d’une période la couche de mélange, chaude, est donc advectée du ventre occidental où elle se forme vers le ventre oriental. Selon la géostrophie de l’océan tropical, l’advection peut également s’effectuer en sens inverse, lorsque le courant modulé s’inverse. Ainsi, le mode de bassin biannuel induit le transfert de chaleur entre les parties occidentale et orientale de l’océan Indien tropical tout en stimulant ou réduisant l’upwelling aux limites de bassin.

En raison de l’inversion saisonnière des vents de mousson, le forçage se produit principalement au ventre oriental et au sud de l’Inde. Les vents de nord-ouest atteignent leur maximum en Avril-Mai et Octobre-Novembre, et s’inversent en Mars et Septembre, en phase avec le ventre oriental. Ainsi, le mode de bassin biannuel apparaît comme la réponse de l’océan tropical au forçage résonant induit par l’inversion saisonnière des vents de mousson.

L’onde annuelle

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Contrairement à l’onde équatoriale biannuelle et ses sous-harmoniques, l’onde quasi-stationnaire annuelle a un rôle moteur dans la circulation du courant de bord ouest, qui est ici l’Agulhas se propageant vers le sud. De cette manière elle intervient dans la variabilité du climat à long terme au même titre que les ondes quasi-stationnaires des océans tropicaux Atlantique et Pacifique.

Deux ventres principaux formés par des ondes de Rossby sont visibles dans l’un et l’autre des deux hémisphères. Le ventre le plus méridional s’étend vers l’ouest à partir du passage de Timor, à la longitude 80°E, en suivant d’abord le courant traversant indonésien, puis le Courant Sud Equatorial. Le ventre le plus septentrional suit le courant de dérive de mousson du sud-ouest au large de la côte orientale de l’Afrique, au sud de la mer d’Oman, jusqu’à la pointe sud du sous-continent indien. Moins étendus, des ventres se développent le long des côtes de la baie du Bengale. A l’est ils sont formés à partir des ondes de Kelvin côtières, comme en témoigne le changement de phase au nord de la baie.

Trois nœuds principaux sont reconnaissables. Au sud se trouve le Courant Sud Equatorial entre le passage de Timor et la longitude 60°E, à l’ouest le Somali, courant qui suit la côte orientale africaine, au nord le courant de dérive de mousson du nord-est qui est surtout visible au sud du sous-continent indien. Au sud de la côte de Java le Courant Sud Equatorial s’écoule essentiellement vers l’ouest, disparaissant périodiquement, alors que le Somali et le courant de dérive de mousson s’inversent.

Evolution de l’onde quasi-stationnaire

L’onde de Rossby annuelle se forme à la sortie du passage de Timor pour traverser l’océan Indien; une fois déviée par la côte orientale africaine, l’onde de Rossby se propage vers l’est dans l’hémisphère nord, jusqu’à rejoindre le courant de dérive de mousson, les côtes du sud de l’Inde et du Sri Lanka agissant comme un guide d’onde. La propagation de l’onde dans l’hémisphère nord résulte de l’effet Doppler lorsque la vitesse du courant s’écoulant vers l’est est supérieure à la vitesse de phase de l’onde de Rossby s’écoulant vers l’ouest. Lorsque la phase s’inverse l’onde de Rossby se propage vers l’ouest, le Somali le long de la côte de la Somalie s’inverse également, une partie de ce courant quittant l’océan tropical pour alimenter le courant de bord ouest le long de la côte orientale de Madagascar ainsi que la côte du sud-est de l’Afrique pour former le courant du Mozambique.

Les ventres font apparaître un basculement nord-sud des eaux chaudes de l’océan tropical. En provenance du Pacifique elles s’accumulent pendant l’été boréal pour former le ventre sud, alors que, en raison de l’upwelling qui est stimulé dans le golfe du Bengale ainsi que dans la mer d’Oman, des eaux froides occupent la partie septentrionale du bassin. Au printemps le phénomène s’inverse, les eaux chaudes s’accumulant au nord du bassin. L’upwelling s’affaiblit au même titre que le Courant Sud Equatorial; l’inversion des courants de mousson favorise le basculement des eaux chaudes.

Ainsi, l’énergie thermique est transférée depuis le sous bassin occidental du Pacifique, qui agit comme un puits de chaleur, vers l’océan Indien via le passage de Timor. Ensuite, l’échange de chaleur s’exerce entre les deux hémisphères via le Somali et le courant de dérive de mousson, chacun d’eux s’inversant périodiquement en phase. L’onde annuelle alimente en une succession d’eaux chaudes et froides le courant de bord ouest constitué par l’Agulhas.

Par contre le Contre-Courant Equatorial ne fait pas partie de ce système, étant déphasé par rapport aux deux nœuds que sont le Somali et le courant de dérive de mousson. L’onde biannuelle équatoriale et ses sous-harmoniques fonctionnent donc de manière indépendante de l’onde annuelle qui, elle, se propage hors de l’équateur. Ces deux systèmes n’ont pas de nœud en commun, le premier produisant le Contre-Courant Equatorial et le second le Courant Sud Equatorial, puis les courants de dérive de mousson. Cette situation, qui est inédite dans le fonctionnement des océans tropicaux, met en lumière deux modes de bassin indépendants dans l’océan Indien tropical.

La résonance gyrale

Aux 5 gyres sous-tropicaux correspondent 5 courants de bord ouest qui sont le Gulf Stream et le courant du Brésil dans l’Atlantique Nord et Sud, le Kuroshio et le courant d’Australie orientale dans le Pacifique Nord et Sud, l’Agulhas dans l’océan Indien du sud. Sous l’influence des ondes baroclines forcées de manière résonante, les trois océans tropicaux alimentent ces courants de bord ouest en une séquence d’eaux chaudes et froides à raison d’un cycle tous les 1/2, 1, 4 et 8 ans. Les océans tropicaux se comportent en effet comme des « résonateurs » sous l’effet du forçage imputable à la tension des alizés ainsi que l’ENSO pour ce qui concerne le Pacifique.

En fait, au cours de ces cycles la température de l’eau transportée par les courants de bord ouest ne varie pas ou peu: l’analyse en ondelettes de la température de surface des océans ne fait pas apparaître d’anomalies dans les différentes bandes de fréquence caractéristiques. C’est la profondeur de la thermocline qui varie, donc la masse d’eau chaude transportée vers les pôles, sans pour autant susciter la formation d’ondes baroclines qui, se dirigeant vers l’ouest, seraient immanquablement anéanties au contact des côtes.

Ceci n’est plus vrai lorsque le courant de bord ouest atteint une latitude voisine de 35° à 40°N ou S. Aux hautes latitudes, la vitesse du courant de bord  ouest augmente alors que la vitesse de phase des ondes baroclines diminue: des ondes baroclines se forment dès que la vitesse du courant de bord ouest devient supérieure à leur vitesse de phase.

En particulier, le courant de bord ouest devient instable lorsque sa vitesse devient deux fois supérieure à la vitesse de phase des ondes de Rossby, cette condition induisant une résonance. Tout obstacle obligeant le courant à s’éloigner de la côte engendre la formation d’ondes de Rossby quasi-stationnaires, que ce soit en raison du tracé de la côte ou de la rencontre d’un courant voyageant en sens inverse le long de la côte: le courant de bord ouest change de direction et s’oriente progressivement vers l’est alors que l’onde de Rossby se propage dans le sens opposé.

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Les ondes de Rossby étant non dispersives, pour une latitude donnée leur vitesse de phase ne dépend pas de leur fréquence. Autrement dit leur longueur d’onde est directement proportionnelle à la période. C’est ainsi que, pour la période de 8 ans, la longueur d’onde est de 2.780 km sous la latitude 40° alors qu’elle n’est que de 174 km pour l’onde biannuelle.

Là où la résonance se produit l’analyse en ondelettes croisées de la hauteur de la surface de l’océan met en évidence deux ventres en opposition de phase (parfois plus), comme ceci se produit dans l’Atlantique nord pour l’onde de Rossby de 8 ans de période. A la rencontre du Cap Hatteras, le Gulf Stream quitte la côte orientale nord-américaine aux environs de 35°N. L’anomalie la plus à l’ouest est orientée vers l’est en suivant le gyre sous-tropical, suivie de la seconde anomalie dirigée vers le nord-est en suivant la dérive nord Atlantique. Le changement de phase se produit à la longitude 50°W. Ces ventres s’accompagnent toujours d’un courant géostrophique modulé au nœud de l’onde quasi-stationnaire.

Une conséquence des plus importantes de la résonance gyrale concerne la variabilité du climat à long terme. La résonance gyrale se produit en effet à des fréquences bien particulières qui sont héritées soit des ondes tropicales, soit des oscillations de l’irradiance solaire pour les périodes plus longues. L’observation directe de la résonance gyrale peut se faire à partir des données altimétriques pour les courtes périodes, comme ceci a été fait pour le gyre nord Atlantique en utilisant les séries de données disponibles couvrant une période d’une vingtaine d’années. Pour les périodes plus longues on s’intéresse aux anomalies de la température de surface en utilisant des séries de données couvrant cette fois près d’un siècle et demi. En pratique, en utilisant conjointement les séries altimétriques et de température de surface, les ondes quasi-stationnaires peuvent être observées pour des fréquences s’étendant de 2 cycles par an à un cycle pour 128 ans.

Le forçage résonant

La résonance se produit lorsque la vitesse moyenne, orientée vers l’est, du courant agéostrophique est supérieure à la vitesse de phase, orientée vers l’ouest, de l’onde de Rossby. Dans ce cas, la longueur de l’onde de Rossby s’adapte pour que sa période propre coïncide avec la période de forçage. La crête du ventre occidental est advectée au ventre oriental distant d’une demi-longueur d’onde au cours d’un demi-cycle, puis les creux sont translatés au cours du demi-cycle suivant. Cela conduit au transfert vers l’est d’une séquence d’eaux chaudes et froides.

Etant donné que la vitesse de phase des ondes de Rossby ne dépend que de la latitude, la résonance qui suppose l’adéquation de la fréquence et de la longueur d’onde se produit pour toutes les fréquences. Dans le cas contraire, l’absence de synchronisation entre les ondes de différentes fréquences et le forçage conduirait inexorablement à leur destruction.

Evolution des ondes gyrales de courte période

L’observation des ondes quasi-stationnaires pour les différentes périodes nous enseigne la manière dont la séquence d’eaux chaudes et froides est transférée de la limite ouest vers l’est. Ceci est particulièrement explicite pour l’onde de 8 ans de période de l’Atlantique nord. La crête se forme au ventre occidental pendant que le ventre oriental se creuse. La vitesse du courant zonal modulé occidental est alors maximale, orientée vers l’ouest. Le courant modulé résultant, somme des courants agéostrophique et géostrophique, disparaît ou s’inverse. A ce moment la vitesse du courant modulé oriental, orientée vers l’est, est maximale. Ainsi l’eau chaude s’écoule du ventre occidental au ventre oriental tandis que le transfert depuis le ventre occidental vers la limite ouest est faible en raison des forces géostrophiques qui s’y opposent.

Un demi-cycle plus tard, un creux est formé au ventre occidental et une crête au ventre oriental. La vitesse du courant résultant à la limite ouest est maximale, étant la superposition de deux courants se propageant vers l’est. Progressivement le creux du ventre occidental laisse la place à une crête tandis que la vitesse du courant modulé résultant s’annule ou s’inverse à l’est, étant la superposition de deux courants qui se propagent en sens opposé: ceci verrouille tout transfert depuis le ventre oriental vers le ventre occidental. Le même mode de transfert se produit pour les ondes gyrales de différentes fréquences en raison de la proportionnalité entre la longueur d’onde et la période.

La croissance du ventre occidental induit un effet de pompage horizontal, ce dont témoigne le courant modulé lorsqu’il est orienté vers l’est, à l’ouest du bassin, étant la superposition du courant agéostrophique et du courant modulé géostrophique. Cet effet de pompage augmente considérablement le débit du courant de bord ouest.  Une autre conséquence est le changement de la vorticité potentielle du courant de bord ouest lorsqu’il quitte la côte pour se diriger vers l’est.

Un autre aspect important de la résonance concerne la simultanéité des phases des ventres occidentaux. Le synchronisme des résonances dans les cinq gyres sous-tropicaux reflète un mode de forçage commun. Cela est particulièrement évident pour la résonance à la fréquence de 2 cycles par an qui se produit en Avril et en Octobre, un indicateur du forçage dans les trois océans tropicaux par la tension des alizés, actif pendant l’hiver boréal dans l’hémisphère nord et pendant l’hiver austral dans l’hémisphère sud. Le temps de transfert de la couche de mélange de l’équateur aux moyennes latitudes est court par rapport à la période des ondes gyrales. Aussi, le synchronisme subsiste aux moyennes latitudes indépendamment de la période. Un dernier aspect de la résonance porte sur le couplage des ondes gyrales de différentes fréquences qui partagent le même nœud à la limite ouest du bassin, ce qui conduit là encore à un verrouillage en mode sous-harmonique, en accord avec les périodes de 1/2, 1, 4 et 8 ans.

La manière dont l’onde gyrale s’oriente vers les pôles après avoir quitté le gyre reflète la circulation thermohaline qui est engendrée par des écarts de température et de salinité des masses d’eau agissant sur leur masse volumique. La circulation thermohaline se produit lorsque les courants approchent de la banquise, les eaux refroidies et salées plongeant à des profondeurs comprises entre 1 et 3 km pour participer à la circulation océanique profonde.

La résonance gyrale de longue période

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Pour des périodes excédant 8 ans, la longueur des ondes de Rossby forcées résonantes dépasse la largeur des océans aux latitudes moyennes, de sorte que les ondes de longue période se développent nécessairement autour des gyres sous-tropicaux. Le gyre de l’Atlantique Nord permet d’estimer l’anomalie thermique de surface pour des périodes s’étendant jusqu’à 128 ans de manière relativement précise car des mesures de température de l’eau de mer se faisaient déjà en 1870 de manière systématique, ce qui n’est pas vrai pour les autres gyres (http://hadobs.metoffice.com/hadisst/data/download.html).

Comme pour les courtes périodes l’onde de Rossby barocline suit le gyre sous-tropical depuis la limite ouest du bassin tout en modifiant la vorticité potentielle du courant de bord ouest pour lui permettre d’entrer dans le gyre. De nouveau, la résonance gyrale des ondes de Rossby nécessite que la vitesse du courant agéostrophique du gyre, qui est anticyclonique, soit supérieure à la vitesse de phase de l’onde de Rossby qui, elle, est cyclonique. Celle-ci reste constante autour du gyre car ne dépendant que de la latitude moyenne du gyre.

Par opposition au courant agéostrophique qui est divergent (ou convergent), le courant géostrophique est non divergent. Plusieurs spires peuvent se superposer, ce qui entraîne que la longueur d’onde de Rossby n’a pas de limite supérieure. En d’autres termes, le premier mode barocline, premier mode radial des ondes de Rossby de longue période peut résonner à des latitudes moyennes, en s’accordant avec les cycles solaires de longue période.

Supposons que le nombre de spires correspondant à une demi-longueur d’onde soit N. Au cours d’une période une phase de réchauffement se produit pendant laquelle l’eau chaude s’accumule le long des spires qui se superposent, suivie d’une phase de refroidissement au cours de laquelle l’eau chaude quitte le gyre. La résonance gyrale ne peut se produire en effet que si un ventre se développe en dehors du gyre, en opposition de phase avec le ventre autour du gyre, comme ceci a lieu pour les courtes périodes. Au cours de son évolution le gyre subit une transformation radiale. Pendant la phase de réchauffement les deux bords du gyre convergent vers la ligne de courant médiane, alors que l’onde de Rossby est maintenue autour du gyre. Par contre, au cours de la phase de refroidissement le mouvement s’inverse alors que l’onde quitte le gyre.

De cette manière la résonance des ondes de Rossby de longue période est similaire à celle de 4 et 8 ans de période pour laquelle les ventres sont séparés d’une demi-longueur d’onde, en raison de l’adéquation entre la longueur d’onde de Rossby et la période. Les ondes gyrales partageant le même nœud là où le courant de bord ouest quitte la côte pour se fondre avec le gyre sous-tropical, un  verrouillage en mode sous-harmonique se produit, si bien que les périodes moyennes des ondes couplées sont des multiples des courtes périodes.

Anomalies thermiques de surface au cours des phases de réchauffement et de refroidissement

Se rapportant aux anomalies thermiques de la surface des océans, les échanges océan-atmosphère résultent pour l’essentiel du flux de chaleur latente. L’impact sur le climat de ces anomalies de température de surface de la mer qui stimulent ou, au contraire, réduisent l’évaporation est considérable car elles engendrent des instabilités baroclines pouvant conduire à la formation de systèmes cycloniques ou au contraire anticycloniques de l’atmosphère.

L’impact direct des variations de l’irradiance solaire sur la température de surface des océans serait faible si les ondes baroclines gyrales n’entraient pas en résonance. Dans ce cas, il y aurait équilibre entre les flux thermiques entrant et sortant au travers de la surface de l’océan (en première approximation, si l’on ignore les flux portés par les courants océaniques) et, en l’absence d’anomalie thermique de surface, l’efficacité du forçage serait de l’ordre de 0,1 °C(W/m2)-1. Or celle-ci est bien supérieure, de l’ordre de 1,0 °C(W/m2)-1 dans les conditions qui prévalent depuis quelques milliers d’années.

Comme le montre la représentation dynamique de l’Atlantique nord, les anomalies thermiques de surface observées dans la bande 96-144 ans sont révélatrices d’un déséquilibre entre les flux entrant et sortant au travers de la surface de l’océan. D’après les équations du mouvement l’oscillation de la thermocline des ondes baroclines est en quadrature par rapport au forçage. L’abaissement de la thermocline accélère le courant de bord ouest ce qui, de ce fait, réduit le gradient de température entre les basses et hautes latitudes. En retour, l’augmentation du flux thermique de l‘équateur vers les pôles tend à abaisser davantage la thermocline. Cette contre-réaction positive induit un phénomène d’amplification de l’oscillation de la thermocline. L’accélération du courant polaire stimule l’upwelling au large du bord est du bassin où les lignes de courant se resserrent, c’est à dire le Courant des Canaries dans le Nord Atlantique, le Courant Benguela dans le Sud Atlantique, le Courant Ouest Australien dans le Sud de l’Océan Indien, le Courant de Californie dans le Nord Pacifique,et le Courant du Pérou (Humboldt) dans le Sud Pacifique, par effet de pompage vertical, sans modification significative de la vorticité. Le refroidissement du courant polaire compense le réchauffement du courant de bord ouest dû à son accélération, ce qui empêche tout effet d’emballement résultant de la contre-réaction positive.

En raison de ces effets  l’anomalie thermique de surface peut être en retard par rapport au forçage, ce qui se produit dans la partie septentrionale et méridionale du gyre. Par ailleurs l’anomalie thermique de surface extérieure au gyre, qui atteint 0,10°C, est en opposition de phase par rapport à l’anomalie autour du gyre.

Le fonctionnement des ondes gyrales de longue période se déduit des équations du mouvement.

Comment évoluent les anomalies quand la période augmente ?
Le facteur d'amplification des ventres et des vitesses des courants modulés autour des gyres sous-tropicaux en fonction de la période des ondes gyrales. Deux valeurs du rapport du coefficient d'amortissement sur la pulsation sont considérées. La valeur asymptotique dépend peu de ce rapport lorsque la période augmente.
Le facteur d’amplification des ventres et des vitesses des courants modulés autour des gyres sous-tropicaux en fonction de la période des ondes gyrales. Deux valeurs du rapport du coefficient d’amortissement sur la pulsation sont considérées. La valeur asymptotique dépend peu de ce rapport lorsque la période augmente.

En considérant la résonance gyrale pour la période 128 ans, une question se pose: comment évoluent les anomalies quand la période augmente sachant que l’amortissement des ondes dû au frottement ainsi que l’augmentation de la durée d’exposition au rayonnement solaire de la couche de mélange sont proportionnels à la période, mais avec des effets antagonistes ? Le facteur d’amplification, en considérant constants les termes de forçage, tend asymptotiquement vers 1,7 quel que soit le coefficient d’amortissement dû au frottement utilisé. En outre la résonance gyrale n’a pas lieu lorsque la période des oscillations de l’irradiance solaire est inférieure à 128 ans. On peut en déduire que la bande passante des gyres sous-tropicaux pour le forçage radiatif est une bande passe-bas en deçà d’un cycle par 128 ans.

Par où la terre se réchauffe…ou se refroidit

La terre ne se réchauffe pas uniformément: ce sont les régions impactées par les anomalies thermiques résonantes d’origine océanique qui se réchauffent, ou se refroidissent les premières.

Instabilités baroclines atmosphériques

La résonance gyrale et tropicale produisant des anomalies thermiques de surface positives ou négatives, celles-ci peuvent induire des systèmes de haute et basse pression atmosphérique qui impactent le climat à l’échelle planétaire. Pour quantifier le transfert d’énergie de l’anomalie thermique aux continents il faut d’abord considérer l’état non perturbé du système en l’absence d’anomalie thermique océanique résonante (produites par des ondes gyrales), ce qui suppose que l’énergie moyenne captée par la terre est entièrement réémise dans l’espace. Ceci n’est vrai que si les transferts d’énergie sont moyennés sur une, voire plusieurs années pour éliminer l’empreinte des phénomènes non résonants qui occasionnent un déséquilibre du bilan énergétique au cours du cycle annuel: c’est le cas par exemple de la formation de la glace de mer pendant l’hiver et sa fonte pendant l’été.

Ensuite l’anomalie thermique océanique est considérée comme une perturbation et le système perturbé tend vers un nouvel état stationnaire. Dans l’état perturbé les anomalies thermiques résonantes agissent soit comme une source de chaleur, soit au contraire comme un puits de chaleur. La perturbation se comporte comme un système thermodynamique isolé car les transferts thermiques entre les océans et les continents font essentiellement intervenir la chaleur latente avec un faible forçage radiatif de courtes longueurs d’onde. Des effets mineurs sont provoqués par une variation de la teneur en vapeur d’eau résultant de systèmes de haute ou basse pression. Un léger effet d’amplification peut se produire car le gain d’énergie provenant des radiations de grande longueur d’onde réémises vers la terre l’emporte sur l’effet d’albédo des nuages bas lorsque le degré hygrométrique augmente.

Dans un tel système thermodynamique quasi-isolé les transferts thermiques entre les océans et les régions continentales impactées se produisent jusqu’à ce qu’un équilibre thermique s’établisse entre les anomalies océaniques et continentales. Les processus qui conduisent à cet équilibre, c’est à dire la façon dont les hautes et basses pressions sont formées à partir des anomalies thermiques résonantes et se déplacent vers les continents, résultent des instabilités baroclines de l’atmosphère. En raison de la grande capacité calorifique de l’eau de mer par rapport à celle des continents et à l’alimentation ou à la vidange de l’eau chaude à l’endroit du ventre, les anomalies thermiques résonantes réchauffent ou au contraire refroidissent les régions terrestres impactées sans affaiblissement significatif. Ensuite, des processus plus globaux prennent le relai pour réchauffer ou refroidir les continents à l’échelle planétaire en raison des anomalies thermiques de longue période. De la sorte tout se passe comme si l’état perturbé se déduisait de l’état non perturbé en égalisant les anomalies thermiques résonantes océaniques et les anomalies thermiques de la surface terrestre, considérées comme des perturbations.

Bien que la zone concernée par les anomalies thermiques océaniques soit faible en comparaison de la surface des océans, elles génèrent des instabilités baroclines atmosphériques qui ont un rôle de premier plan dans le transfert de chaleur entre les océans et les continents. Cependant, les mécanismes impliqués diffèrent selon que l’on considère les tropiques ou les latitudes moyennes. Comme nous allons le découvrir en nous référant à l’oscillation de la pluie dans la bande 5-10 ans, le transfert thermique, positif ou négatif, entre les anomalies océaniques résonantes et les régions continentales impactées s’effectue essentiellement de deux manières. D’une part les anomalies thermiques océaniques aux moyennes latitudes dévient les cyclones tropicaux vers les moyennes latitudes ou au contraire les confinent dans la ceinture tropicale selon le signe des anomalies. D’autre part elles favorisent des dépressions, les anticyclones et les creux barométriques aux moyennes latitudes, ces phénomènes atmosphériques prenant naissance sous l’effet du courant-jet polaire ou sous-tropical. Dans tous les cas, les instabilités baroclines atmosphériques peuvent engendrer des transferts thermiques à l’échelle synoptique[i], essentiellement sous la forme de chaleur latente.

La hauteur des précipitations dans la bande 5-10 ans permet de mettre en évidence comment certaines régions terrestres sont impactées par les instabilités baroclines atmosphériques induites par les anomalies thermiques résonantes d’origine océanique. En effet, le transfert de chaleur depuis les océans aux continents résultant principalement de processus d’évaporation et de condensation selon ce qui a été vu précédemment, la manière dont la hauteur des précipitations varie dans le temps caractérise les régions impactées .

Oscillation résonante de la pluie

Pour mettre en évidence comment certaines régions terrestres sont impactées par les instabilités baroclines atmosphériques induites par les anomalies thermiques résonantes d’origine océanique, il est commode d’utiliser les données mensuelles de hauteur de pluie qui sont connues depuis 1901 à l’échelle terrestre. En effet, le transfert de chaleur depuis les océans aux continents résultant principalement de processus d’évaporation et de condensation, la manière dont la hauteur des précipitations varie dans le temps caractérise les régions impactées.

L’oscillation des précipitations de nature résonante, c’est à dire liée aux anomalies thermiques résonantes d’origine océanique, est reconnaissable à sa grande amplitude dans les bandes caractéristiques des périodes de 1/2, 4 et 8 ans avec une oscillation annuelle de faible amplitude. Résultant de dépressions formées ou guidées par des anomalies thermiques résonantes, la hauteur des précipitations dans les régions impactées est répartie uniformément entre les saisons en raison des effets modérateurs des océans. En effet, les anomalies thermiques produites par des ondes annuelles atteignent leur maximum pendant l’hiver boréal / austral.

Amplitude (en haut) et phase (en bas) de l’oscillation de la hauteur de précipitation réduite, moyennée dans la bande 8-16 mois et sur la période d'observation 1901-2009. Les régions soumises à une forte oscillation annuelle de la pluie sont peu impactées par les anomalies thermiques des ondes baroclines.
Amplitude (en haut) et phase (en bas) de l’oscillation de la hauteur de précipitation réduite, moyennée dans la bande 8-16 mois et sur la période d’observation 1901-2009. Les régions soumises à une forte oscillation annuelle de la pluie sont peu impactées par les anomalies thermiques des ondes baroclines.

En revanche, les précipitations non résonantes présentent une forte saisonnalité, qu’elles résultent de cyclones tropicaux, de dépressions tropicales et extratropicales ou de la mousson, c’est à dire de changements saisonniers de la circulation atmosphérique et des précipitations associés au réchauffement asymétrique de la terre et de la mer.

La dynamique des anomalies thermiques de la surface des océans et de l’oscillation des précipitations dans une bande de fréquence caractéristique révèle les mécanismes conduisant à des instabilités baroclines atmosphériques puis à la formation des systèmes de haute et basse pression à l’origine de l’oscillation des précipitations. En particulier, l’analyse des précipitations dans la bande 5-10 ans permet de relier les phénomènes océaniques et atmosphériques résonants sans ambiguïté, car les anomalies thermiques océaniques de période 8 ans sont bien identifiées, résultant du mode barocline le plus élevé dans les trois océans tropicaux, et peu sensibles à l’ENSO. En outre, la période de 8 ans est proche du temps nécessaire pour équilibrer les anomalies thermiques océaniques et terrestres de l’état perturbé, ce qui réduit leur déphasage.

Amplitude (en haut) et phase (en bas) de l’oscillation de la hauteur de précipitation réduite, moyennée dans la bande 5-10 ans et sur la période d'observation 1901-2009. Les régions soumises à une forte oscillation de la pluie sont fortement impactées par les anomalies thermiques des ondes baroclines. La phase est exprimée par rapport au signal –SOI (Southern Oscillation Index). Les régions dont la phase est en retard par rapport au signal –SOI sont en phase avec les anomalies thermiques océaniques. Celles dont la phase est en avance sont en opposition de phase avec les anomalies thermiques océaniques.
Amplitude (en haut) et phase (en bas) de l’oscillation de la hauteur de précipitation réduite, moyennée dans la bande 5-10 ans et sur la période d’observation 1901-2009. Les régions soumises à une forte oscillation de la pluie sont fortement impactées par les anomalies thermiques des ondes baroclines. La phase est exprimée par rapport au signal –SOI (Southern Oscillation Index). Les régions dont la phase est en retard par rapport au signal –SOI sont en phase avec les anomalies thermiques océaniques. Celles dont la phase est en avance sont en opposition de phase avec les anomalies thermiques océaniques.

Cette analyse met en exergue les régions impactées rapidement par les anomalies thermiques résonantes d’origine océanique là où les instabilités baroclines de l’atmosphère prennent naissance préférentiellement. Ces instabilités baroclines sont d’autant plus actives lorsque les systèmes de haute ou basse pression qui en résultent sont stimulés et guidés par les courants-jets, ces rubans empruntant un trajet sinueux dans lesquels circule d’ouest en est un grand flux d’air rapide à haute altitude. Les courants-jets les plus forts sont les courants-jets polaires, aux alentours de la latitude 60°, tandis que les courants-jets sous-tropicaux sont situés entre 20° et 40° de latitude, ce qui explique le rôle de premier plan des gyres sous-tropicaux sur la variabilité du climat.

Afin d’oblitérer les variations de la hauteur des précipitations liées au contexte local, en particulier au relief, à la latitude et à la proximité de l’océan, la hauteur des précipitations est réduite, c’est à dire divisée par son écart type. Étant sans dimension, les variations temporelles des précipitations réduites sont de cette manière homogénéisées à l’échelle planétaire et une relation de causalité peut être établie entre les anomalies thermiques océaniques et pluviométriques. L’amplitude des anomalies des précipitations réduites fait ressortir les zones impactées en priorité par les anomalies thermiques océaniques. La phase permet de discerner les mécanismes de transfert.

Les principales régions soumises à l’oscillation résonante des précipitations, c’est-à-dire celles qui se réchauffent, ou se refroidissent les premières sont a) le sud-ouest de l’Amérique du nord, b) Texas, c) le sud-est de l’Amérique du Nord, d) le nord-est de l’Amérique du Nord, e) le sud du Groenland, f) l’Europe et l’Asie centrale et occidentale, g) la Région du Rio de la Plata, h) l’Australie du sud-ouest et du sud-est, i) l’Asie du sud-est.

Le climat à différentes échelles de temps

L’état de l’art

Souvent la paléoclimatologie en est encore au stade de la spéculation sur ce que pourraient être les causes sous-jacentes des transitions climatiques rapides, les cycles et les effets du forçage. Cela nous amène à la manière dont le système climatique répond à des stimuli externes avec sa propre dynamique. Lorsque la dynamique interne du système climatique est compatible avec un stimulus externe, un phénomène de résonance se produit. L’étude de ces résonances nous renseigne donc sur la dynamique interne du système terrestre, fer de lance de notre compréhension des mécanismes impliqués dans les errances du climat.

Comprendre les caprices du climat devient possible à partir des archives du climat passé. Nous disposons en effet depuis une bonne décennie de données d’une qualité exceptionnelle permettant de retracer le climat jusqu’à plusieurs millions d’années avant le présent (BP), avec une résolution de quelques années. Cette prouesse technologique a été rendue possible grâce à l’analyse d’isotopes stables[i] dans les carottes de glace prélevées dans les calottes polaires arctiques et antarctiques, ainsi que dans des carottes de sédiment provenant des fosses océaniques.

L’analyse des carottes de glace joue un rôle essentiel dans la compréhension des différents mécanismes impliqués dans l’évolution naturelle du climat au cours des derniers grands cycles des périodes glaciaires et interglaciaires. Les enregistrements les plus anciens obtenus à ce jour couvrent 800.000 ans, la seconde moitié du quaternaire. Les données obtenues à partir du deutérium 2H des carottes de glace : Antarctique Dome C (European Project for Ice Coring in Antarctica EPICA) sont utilisées pour l’estimation de la température globale dans l’hémisphère sud en considérant pour l’étalonnage 5,53 ‰ 2H/°C [Jouzel et al, 2007]. 18O obtenu à partir de carottes de glace du Sommet du Groenland GISP2 (Greenland Ice Sheet Project 2 Ice Core), Grootes et Stuiver, [1997] est utilisé comme indicateur de la température globale dans l’Atlantique Nord. Les données 18O sont calibrées en considérant une variation de 0,67 ‰ 18O/°C [Jouzel et Merlivat, 1984].

Les carottes de sédiments permettent l’étude de la composition des différentes couches de sédiments accumulées au fond des océans au fil du temps. On y trouve des micro-organismes fossiles composés de carbonate de calcium. En étudiant le « rapport d’abondance » des isotopes 18O et 13C du carbone, on peut reconstituer les climats du passé en remontant à plusieurs millions d’années. Ils établissent la manière dont les océans ont évolué au cours des différentes périodes climatiques (température, salinité, nutriments, …).

Irradiance solaire totale: données brutes (IST) et filtrées dans la bande 576-1152 ans.
Irradiance solaire totale: données brutes (IST) et filtrées dans la bande 576-1152 ans.

La compréhension de la variation temporelle du rayonnement cosmique et de l’activité solaire au cours de l’Holocène permet de préciser la relation soleil-terre. Dans la série obtenue par Steinhilber et al., [2012] différentes valeurs de 10Be obtenues dans les carottes de glace du Groenland et de l’Antarctique sont combinées avec les enregistrements du 14C des cernes afin de reproduire les variations de l’irradiance solaire totale (W/m2).

Représentation fréquentielle de l'irradiance solaire totale. Le spectre est large, avec un pic centré sur 935 ans. Les hautes fréquences (périodes courtes) sont filtrées.
Représentation fréquentielle de l’irradiance solaire totale. Le spectre est large, avec un pic centré sur 935 ans. Les hautes fréquences (périodes courtes) sont filtrées.

Les derniers millions d’années ont été ponctués par de nombreuses transitions climatiques brusques. Beaucoup d’entre elles se produisent sur des échelles de temps de l’ordre du siècle, voire de quelques décennies. La faculté du climat à changer brusquement a été l’une des découvertes les plus surprenantes au cours de l’étude de l’histoire de la terre [par exemple, Jouzel et al 1987, Taylor et al 1993; Petit et al 1999, Dansgaard et al 1993; Alley, 2000, Jouzel et al 2007].

Les changements climatiques à l’échelle planétaire sont des réponses aux mécanismes de forçage externes. Le rôle du soleil dans la variabilité du climat, et plus spécialement les fluctuations de l’irradiance solaire qui reflètent la dynamique interne du soleil ainsi que le forçage orbital qui modifie le bilan radiatif net de la terre, sont fréquemment cités [par exemple Magny, 1993, Karlén et Kuylenstierna, 1996, Chambers et al., 1999, Bond et al., 2001, Gavin et al., 2011]. Néanmoins, les mécanismes internes impliqués dans la variabilité climatique à long terme sont mal compris. L’idée souvent mentionnée selon laquelle l’océan profond est le seul candidat pouvant commander le changement climatique à long terme (des centaines de milliers année) en raison de son volume, de sa capacité calorifique, et de son inertie [par exemple Maslin et al, 2001], peut facilement être contrecarrée à la lueur des présents résultats. En effet, la variation du débit et de la température de l’eau profonde, qui est reconnue pour avoir un effet direct sur le climat global, est une conséquence d’un mécanisme de portée beaucoup plus large impliquant la résonance des gyres océaniques sous-tropicaux.

L’Holocène

L’Holocène a commencé avec la période interglaciaire, il y a environ 12500 années. Durant cette période on dispose d’indicateurs représentatifs à la fois du rayonnement solaire et de la température moyenne globale dans les deux hémisphères. On peut donc déduire des informations sur la dynamique interne du système climatique du couplage entre le rayonnement solaire et la température moyenne globale.

Le climat actuel

Les composantes de périodes 128, 256 et 768 ans sont obtenues par filtrage de l’irradiance solaire totale dans les bandes 96-192, 192-576 et 576-1152 ans, multipliée par l’efficacité du forçage qui est prise égale à 1,0 °C(W/m2)-1 pour la bande 96-192 ans, et 1,2 °C(W/m2)-1 pour les bandes suivantes de sorte que le facteur d’amplification augmente avec la période (pour atteindre 1,7 asymptotiquement pour les longues périodes). L’efficacité du forçage de la composante de période 768 ans a été observée à partir des enregistrements de carottes de glace durant l’Holocène. En outre, chaque composante est décalée d’un quart de période afin d’être en quadrature par rapport au forçage.

a) Comparaison de la température moyenne globale observée (https://crudata.uea.ac.uk/cru/data/temperature/CRUTEM4-gl.dat) et modélisée (somme des composantes en b) - b) Composantes des anomalies de la température de surface de la mer dans les différentes bandes caractéristiques (en années).
a) Comparaison de la température moyenne globale observée (https://crudata.uea.ac.uk/cru/data/temperature/CRUTEM4-gl.dat) et modélisée (somme des composantes en b) – b) Composantes des anomalies de la température de surface de la mer dans les différentes bandes caractéristiques (en années).

La température moyenne globale dans la bande 96-192 ans augmente de 0,27 °C de 1930 à 2000, ce qui est en accord avec l’anomalie de température de surface du gyre de l’Atlantique Nord aux latitudes moyennes qui varie de ± 0,14 °C. Cependant, différents biais sont à prendre en compte. Tout d’abord l’anomalie de température de la surface de la mer doit est multipliée par le facteur 1,3 pour homogénéiser les largeurs de bande: ce rapport est déterminé en comparant l’amplitude du nombre de taches solaires lorsqu’il est filtré dans les deux bandes 96-144 et 96-192 ans, car, en raison de la limitation de la série, l’amplitude de la température de la surface de la mer a été calculée dans la bande 96-144 ans et non dans la bande caractéristique de 96-192 ans.

D’autre part la température de surface de la mer se réfère à l’anomalie du gyre Nord Atlantique alors que la température moyenne globale implique les cinq gyres sous-tropicaux. Comme on le voit sur la figure, les anomalies sont plus faibles dans l’hémisphère sud que dans l’hémisphère nord de sorte que l’anomalie de l’Atlantique Nord surestime les variations de la température moyenne globale. L’écart entre les deux hémisphères est particulièrement notable entre 1950 et 1960 lorsque la température de surface de la mer augmente de manière significative dans l’hémisphère nord.

Néanmoins, on peut conclure que, pour la bande 96-192 ans, les deux estimations de la température moyenne globale, à savoir à partir du rayonnement solaire dont l’efficacité est déduite des enregistrements des carottes de glace et de l’anomalie de température de surface de la mer, sont du même ordre de grandeur, ce qui est déjà un résultat significatif.

Variations de la température de surface des cinq gyres sous-tropicaux aux latitudes moyennes, moyennée dans des régions considérées comme représentatives des échanges des océans vers les continents.
Variations de la température de surface des cinq gyres sous-tropicaux aux latitudes moyennes, moyennée dans des régions considérées comme représentatives des échanges des océans vers les continents.

En ce qui concerne la bande 12-96 ans pour qui le couplage ne se produit pas par forçage direct entre le rayonnement solaire et l’onde gyrale les différentes composantes sont des harmoniques des ondes gyrales de plus longue période. C’est l’anomalie de température de surface de la mer observée aux hautes latitudes des gyres sous-tropicaux qui est donc considérée. Les composantes de la température moyenne globale de périodes 16, 32 et 64 ans, sont obtenues par filtrage dans les bandes 12-24, 24-48 et 48-96 ans de la température de surface de la mer dans des régions considérées comme représentatives des échanges des océans vers les continents.

Palette_0.30_C

Revenons aux températures observées et modélisées. Le réchauffement observé au cours de la seconde moitié du 20ème siècle est bien reconstitué à partir de la résonance gyrale. La montée de la température observée de 1940 à 1960 est due aux harmoniques, dans la bande 12-96 ans, d’ondes gyrales de longue période, dans l’hémisphère nord exclusivement.

Les anomalies thermiques gyrales de périodes 128, 256 et 768 ans ont augmenté simultanément au cours du 20ème siècle, ce qui est attribué aux oscillations de l’irradiance solaire. La première composante a augmenté de 0,27 °C de 1930 à 2000, la seconde de 0,30 °C de 1885 à 2007 et la troisième a augmenté régulièrement de 0,20 ° C depuis 1850, sans avoir encore atteint son maximum. A la fin du siècle, la composante de période 64 ans a augmenté de 0,23 °C de 1975 à 2004, ce qui est attribué au principal harmonique de la résonance gyrale.

La période glaciaire-interglaciaire

Bien que l’étude de l’Holocène, à elle seule, apporte les éléments essentiels nécessaires à la compréhension de la variabilité climatique actuelle, de nouvelles propriétés de la résonance gyrale émergent quand on s’intéresse à l’ère glaciaire-interglaciaire, propriétés qui permettent de lever quelques mystères entourant le climat de ces quelques derniers millions d’années.

 Une gamme de fréquences très étendue
Périodes des 3 systèmes d'ondes quasi-stationnaires. En rouge la période des ondes gyrales est héritée des ondes tropicales. En noir les ondes gyrales sont forcées par les cycles solaires, en bleu par les cycles de Milankovitch.
Périodes des 3 systèmes d’ondes quasi-stationnaires. En rouge la période des ondes gyrales est héritée des ondes tropicales. En noir les ondes gyrales sont forcées par les cycles solaires, en bleu par les cycles de Milankovitch.

Pour résumer, trois systèmes d’ondes gyrales coexistent selon qu’elles sont forcées par la séquence d’eaux chaudes et froides héritée des océans tropicaux, les cycles solaires ou les cycles de Milankovitch. Les périodes varient entre 1/2 et près de 100.000 ans. La gamme de fréquences ainsi couverte par la résonance gyrale est considérable, de l’ordre de 19 octaves: il suffit pour s’en convaincre d’imaginer un piano dont le clavier serait près de 3 fois plus étendu que le clavier standard de 7 octaves !

Quel est le devenir de notre planète ?

La réaction de la banquise au réchauffement climatique

Une des conséquences les plus importantes du réchauffement climatique est la fonte de la banquise polaire. Ce phénomène est suivi avec la plus grande attention. En particulier, la mesure satellitaire de la concentration de glace de mer par micro-ondes fournit des informations pertinentes sur l’évolution temporelle de la banquise polaire: l’amplitude des variations du pourcentage de glace met en évidence les zones les plus impactées.

La structure filamentaire des principales anomalies observées dans l’Arctique est parallèle à la limite sud de la banquise, ce qui montre sans équivoque que la fonte ou la glaciation sont étroitement contrôlées par l’océan. En Antarctique, la structure des anomalies est plus diffuse et plus évanescente. Les anomalies révèlent actuellement une reconstitution très active de la glace, l’accélération du phénomène étant imputable à la modification de l’albédo. Dans tous les cas, la fonte de la banquise se produit essentiellement là où la glace de mer est au contact des ventres d’ondes baroclines quasi-stationnaires après qu’elles aient fusionné avec le courant de dérive Nord Atlantique dans l’hémisphère nord ou bien le courant circumpolaire Antarctique dans l’hémisphère sud.

Comment va évoluer la température terrestre au cours des prochaines décennies ?
La variabilité naturelle

Ces observations laissent peu de doute sur le caractère résonant de la fonte de la banquise. A la fin du millénaire, l’amplitude des sous-harmoniques de 128, 256 et 768 ans de période est telle qu’elle donne lieu à de fortes anomalies thermiques positives qui sont presque en phase dans les cinq gyres sous-tropicaux. Leurs empreintes sont reconnaissables là où les ventres des ondes gyrales sont en contact avec la glace de mer.

Prévision de la température moyenne terrestre jusqu'en 2045 sans prise en compte du réchauffement d’origine anthropique. Deux réalisations sont représentées, obtenues en décalant de 64 et 128 ans la composante de la bande 12-96 ans.
Prévision de la température moyenne terrestre jusqu’en 2045 sans prise en compte du réchauffement d’origine anthropique. Deux réalisations sont représentées, obtenues en décalant de 64 et 128 ans la composante de la bande 12-96 ans.

Comme nous l’avons vu, la température terrestre moyenne se déduit des anomalies thermiques gyrales essentiellement aux hautes latitudes. Celles-ci sont la somme de composantes définies dans les bandes 12-96 ans et 96-1152 ans, cette dernière étant elle-même la somme de trois composantes dans les bandes 96-192, 192-576, 576-1152 ans.

Si les composantes de longue période de la bande 96-1152 ans peuvent être prolongées jusqu’en 2045, il n’en n’est pas de même de celles de la bande 12-96 ans. Les longues périodes sont en effet obtenues à partir de l’irradiance solaire, décalées d’un quart de période. Ce décalage est le retard avec lequel les variations de l’irradiance solaire impactent les anomalies thermiques gyrales.

Par contre les anomalies thermiques gyrales dans la bande 12-96 ans n’étant pas produites directement à partir des oscillations de l’irradiance solaire, elles apparaissent comme des harmoniques d’oscillations de longues périodes autour des gyres sous-tropicaux. Leur comportement semble difficilement prévisible. Seules des hypothèses sur l’amplitude des oscillations à venir permettent d’établir différents scénarios (comme ceci s’est produit il y a 64 et 128 ans), hypothèses qui permettent d’encadrer la prévision par une estimation haute et basse.

La somme des composantes marque un plateau jusqu’en 2015-2020 puis décroît inexorablement en raison de la baisse d’activité de l’irradiance solaire depuis le maximum moderne qui s’est produit dans les années 1970. Ce refroidissement va se poursuivre pendant plusieurs siècles au gré de la composante des bandes 96-192 et 192-576 ans, mais de manière très progressive car elle est partiellement compensée par la montée de la composante de la bande 576-1152 ans. Il s’agit seulement d’une tendance à long terme car, en raison des composantes de plus courtes périodes, d’autres maxima seront sans doute atteints, mais moins élevés que celui observé entre la fin du 20ème siècle et le début du 21ème qui résultait d’un concours de circonstances exceptionnelles en raison de l’augmentation simultanée de toutes les composantes de la bande 48-1152 ans.

Le réchauffement anthropique et l’effet de serre
Prévision de la température moyenne terrestre avec, ajouté aux deux réalisations précédentes, le réchauffement d’origine anthropique qui implique à la fois l’altitude d’émission du rayonnement thermique dans la bande d’absorption du CO2 et le forçage radiatif aux ailes de cette même bande.
Prévision de la température moyenne terrestre avec, ajouté aux deux réalisations précédentes, le réchauffement d’origine anthropique qui implique à la fois l’altitude d’émission du rayonnement thermique dans la bande d’absorption du CO2 et le forçage radiatif aux ailes de cette même bande.

La contribution anthropique, ajoutée à la variabilité naturelle, permet de reproduire assez fidèlement la température globale Tmg jusqu’à nos jours. Il faut toutefois noter des écarts portant sur le réchauffement intervenu au cours des années 1940 ainsi qu’entre 1970 et 2000. Dans les deux cas, les ondes gyrales sont en cause. Concernant le réchauffement intervenu:

  • au cours des années 1940, il est principalement imputable à l’oscillation de 64 ans de période moyenne, qui est mise en évidence à partir des anomalies thermiques de surface, essentiellement aux latitudes moyennes des 5 gyres sous-tropicaux. La variabilité spatiale de ces anomalies est importante, notamment entre les deux hémisphères, ce qui rend difficile l’échantillonnage des zones contributives.
  • entre 1970 et 2000, le modèle anticipe la montée de la température observée, ce qui laisse à penser qu’il s’écoule quelques années entre la formation des anomalies thermiques de surface et leur impact continental : le retard est de l’ordre de 5 à 8 ans.

Les différentes hypothèses sur l’augmentation du CO2 au cours des prochaines décennies influent peu sur les résultats ; c’est la raison pour laquelle seul le scénario le plus pessimiste correspondant à une augmentation de 2 ppmv/an  est considéré. Aussi, bien que très significatif puisqu’il représente environ un tiers du réchauffement observé au cours de la seconde moitié du 20ème siècle, le réchauffement anthropique ne justifie pas les hypothèses catastrophistes prônées par le GIEC en raison de sa faible croissance au cours des prochaines décennies, indépendamment des futures émissions.

La position du GIEC

Pour le moment, le GIEC n’intègre pas, ou à mauvais escient, la variabilité naturelle du climat dans les modèles climatologiques. Il faudra encore du temps pour que les concepts exposés dans cet article soient acceptés par la communauté scientifique, climatologues et océanologues. Non pas qu’ils soient réfutés, mais parce qu’ils sortent des sentiers battus et nécessitent un temps d’imprégnation.

Comparaison des différents modèles aux température globale observées (NCDC = National Climate Data Center, NASA = Goddard Institute for Space Studies, HadCRUT4 = Hadley Centre/Climate Research Unit, RSSLT = Remote Sensing Systems, UAHLT = University of Alabama at Huntsville). http://energycommerce.house.gov/sites/republicans.energycommerce.house.gov/files/Hearings/EP/20120920/HHRG-112-IF03-WState-ChristyJ-20120920.pdf
Comparaison des différents modèles aux température globale observées (NCDC = National Climate Data Center, NASA = Goddard Institute for Space Studies, HadCRUT4 = Hadley Centre/Climate Research Unit, RSSLT = Remote Sensing Systems, UAHLT = University of Alabama at Huntsville). http://energycommerce.house.gov/sites/republicans.energycommerce.house.gov/ files/Hearings/EP/20120920/HHRG-112-IF03-WState-ChristyJ-20120920.pdf

L’argumentation sur la fiabilité des modèles en cours d’utilisation, malgré leurs imperfections reconnues, repose sur leur multiplication (18 équipes) et leurs convergences. Dans tous les cas l’introduction de l’influence humaine est indispensable pour rendre compte du réchauffement climatique observé depuis le milieu du 20ème siècle puisque ces modèles n’intègrent pas la résonance des ondes baroclines océaniques. Reposant sur des hypothèses de circonstance, ces modèles donnent immanquablement des résultats biaisés lorsqu’ils sont appliqués en dehors de la période étroite à partir de laquelle ils ont été ajustés. C’est ainsi que la température globale prévue par les 38 modèles en vigueur est supérieure aux observations, les écarts se creusant au fil des années, ce qui démontre brillamment que ces modèles sur-réagissent au dioxyde de carbone.

Le GIEC revendique d’autre part que deux observations trahissent l’influence humaine. La première est un réchauffement plus important au-dessus des terres qu’au-dessus des océans, et un réchauffement plus grand à la surface des océans qu’en profondeur. La seconde observation est que, tandis que la troposphère (la couche atmosphérique la plus basse) se réchauffe, la stratosphère, c’est-à-dire la couche située juste au-dessus se refroidit.

L’interprétation de ces observations est erronée, l’une et l’autre confirmant le phénomène de résonance des ondes baroclines océaniques. D’une part les océans ne se réchauffent ou refroidissent pas uniformément mais aux ventres des ondes quasi-stationnaires, la thermocline constituant une barrière thermique entre les eaux de surface et les eaux profondes. Comparer la température moyenne globale des océans à celle des continents n’a aucun sens. Par contre la variation de température des océans aux ventres des ondes quasi-stationnaires situés aux moyennes latitudes est reflétée de manière très fidèle par la variation de la température globale à la surface des continents, quelle que soit l’échelle de temps. D’autre part le réchauffement de la troposphère confirme qu’il provient de la surface terrestre, des océans en l’occurrence, et non pas de l’incidence directe de l’activité solaire sur la stratosphère.

Un autre concept porté par la thèse catastrophiste et entretenu par les revues les plus prestigieuses est l’arrêt possible de la circulation thermohaline dû au réchauffement climatique, ce qui pourrait engendrer en Europe et dans les régions à hautes latitudes une chute importante de température qui suivrait le réchauffement global. La circulation thermohaline, qui désigne les mouvements d’eau froide et salée vers les fonds océaniques qui prennent place aux hautes latitudes, acquière son énergie cinétique lors de la plongée des eaux denses, dans les profondeurs de l’océan. Or, dans le cadre de ce scenario, l’augmentation de la température devrait accroître l’évaporation dans les régions tropicales et les précipitations dans les régions de plus haute latitude, entrainant un apport massif d’eau douce aux abords des pôles, donc une diminution de la salinité marine et de la densité des eaux de surface, entravant leur plongée dans les abysses océaniques.

Écarts de température (°C) aux normales du XXe siècle dans le monde : http://www.ncdc.noaa.gov/sotc/global/2014/13
Écarts de température (°C) aux normales du XXe siècle dans le monde : http://www.ncdc.noaa.gov/sotc/global/2014/13

C’est ignorer le fonctionnement des grands courants océaniques, courants de gyres en particulier, et courants de bord ouest qui leur sont associés, qui résultent de la friction des vents, vents d’ouest aux moyennes latitudes et alizés sous les tropiques, des forces de Coriolis dues à la rotation de la terre, des forces de gravité, et de l’activité solaire à l’origine de la résonance gyrale, la circulation thermohaline n’intervenant qu’à la limite nord ou sud des océans, d’où son rôle mineur. Elle agit en effet comme un trop-plein tandis que la variabilité des courants de gyre reflète celle de l’irradiance solaire.

Carte des anomalies de température (°C) de 2014 par rapport à la normale 1981-2010 : http://data.giss.nasa.gov/gistemp/maps
Carte des anomalies de température (°C) de 2014 par rapport à la normale 1981-2010 : http://data.giss.nasa.gov/gistemp/maps

Le GIEC pratique le ‘cherry picking’ consistant à diffuser une information très sélective. Si on prend l’exemple de l’annonce « 2014, année la plus chaude sur le globe » les écarts de température aux normales du XXe siècle montrent tout simplement que le plateau observé depuis 1998 se poursuit aux erreurs de mesure près. Si l’Europe a bien connu une année particulièrement chaude il ne faut pas occulter le fait que l’Amérique du nord a subi une période de froid exceptionnelle. D’autre part la carte des anomalies de température accrédite le réchauffement observé depuis 1980, ce qui ne devrait pas être une source d’angoisse. Par contre le refroidissement ou le faible réchauffement des océans aux ventres occidentaux des ondes quasi-stationnaires annonce un refroidissement prochain de la surface des continents en raison de la grande capacité calorifique de l’eau de mer comparée à celle des continents.

Informer, convaincre, dépasser les dogmes et les idées reçues

L’hyper-simplification du GIEC reliant température et CO2, évite de poser la question de savoir s’il existe d’autres causes. L’observation des faits réels n’est pas la préoccupation majeure des théoriciens et des modélisateurs, qui ne cherchent pas à connaître l’évolution climatique réelle, ni ses mécanismes, qui n’en tiennent aucun compte dans leurs prévisions, alors que l’évolution réelle n’est pas celle qu’ils prédisent. Cette focalisation, par défaut, sur l’effet de serre, est révélatrice de l’état de la discipline climatologique. En dépit de progrès considérables dans l’observation (par le satellite notamment) et dans le traitement (informatique), la climatologie est dans une impasse conceptuelle depuis une cinquantaine d’années.

Dans ce contexte l’étude des ondes planétaires forcées résonantes aux latitudes moyennes, qui a été ignorée jusqu’à présent, s’avère prometteuse en océanologie physique et en climatologie. Ce peut être un pas en avant décisif dans les domaines qui sont encore mal connus, tels que la formation et la stabilité des gyres sous-tropicaux ainsi que la variabilité climatique à long et très long terme, des citadelles restées invincibles depuis un bon demi-siècle et qui, par conséquent, ne peuvent l’être qu’en ayant recours à des concepts nouveaux. Cet article fournit une base physique à un phénomène de résonance que de nombreux chercheurs ont pressenti depuis longtemps, permettant d’expliquer comment l’efficacité du forçage solaire et orbital a pu varier d’un facteur 5 au cours des périodes glaciaires-interglaciaires, ainsi que les causes du réchauffement qui a prévalu au cours de la seconde moitié du 20ème siècle, , la composante anthropique n’y contribuant que pour un tiers environ. Sa croissance au cours des prochaines décennies doit se ralentir indépendamment des futures émissions, ce qui in fine annonce un lent refroidissement.

Reste un lourd travail à accomplir, qui nécessitera encore beaucoup de patience et d’opiniâtreté, celui d’exhorter la communauté des océanologues et climatologues à élargir le champ de l’expression et des échanges d’idées, ce qui suppose désintéressement, pragmatisme, remise en cause des dogmes et des politiques fondées sur le catastrophisme. L’exagération du réchauffement d’origine anthropique, à l’origine scientifique, a dérivé vers le politique, puis vers l’idéologie et la religion pour enfin devenir une arnaque financière globale. Faire de la climatologie une science, un combat de tous les instants…

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Glossaire

[i] Les événements Dansgaard-Oeschger (souvent abrégés D-O) désignent les fluctuations rapides du climat qui ont eu lieu au cours de la dernière période glaciaire.

[i] Le terme isotopes stables se réfère généralement à des isotopes d’un même élément. L’abondance relative de ces isotopes stables peut être mesurée expérimentalement (analyse isotopique), ce qui donne un rapport isotopique : les abondances relatives sont affectées par le fractionnement isotopique dans la nature, d’où leur intérêt en géochimie.

[i] En météorologie, les phénomènes à l’échelle synoptique se caractérisent par une longueur de plusieurs centaines à plusieurs milliers de kilomètres et une durée de plusieurs jours.

[i] Une onde stationnaire est le phénomène résultant de la propagation simultanée dans des directions différentes de plusieurs ondes de même fréquence. Une onde stationnaire forme une figure dont certains éléments appelés nœuds restent fixes, alternant avec les ventres.

[i] L’onde quasi-stationnaire fondamentale est en phase avec le forçage. Dans les tuyaux sonores, les cordes et les membranes vibrantes se forment des harmoniques dont la période est un diviseur de celle de l’onde fondamentale. Pour ce qui concerne les longues vagues océaniques, il se forme des sous-harmoniques dont la période est un multiple de celle de l’onde fondamentale comme ceci se produit pour les modes baroclines d’ordre élevé.

[i] Upwelling. Ici, ce terme indique une remontée d’eau profonde, donc froide. Le phénomène d’upwelling est associé au fonctionnement des ondes résonantes tropicales.

[i] Les courants-jets sont des vents rapides d’altitude soufflant d’ouest en est. Empruntant un trajet courbe et sinueux, ils jouent un rôle majeur dans la circulation atmosphérique car ils participent à la formation des anticyclones et dépressions aux latitudes moyennes, qui se déplacent ensuite sous ces courants d’air puissants.

[i] Les événements de Heinrich, qui furent décrits pour la première fois par le géologue et océanologue Hartmut Heinrich, se sont produits pendant la dernière période glaciaire. Au cours de ces événements, de nombreux icebergs se sont détachés des glaciers et ont traversé l’Atlantique Nord. Les icebergs contenaient des masses rocheuses érodées par les glaciers, et lors de leur fusion, la matière a été abandonnée sur le plancher océanique en tant que « débris ayant voyagé sur un radeau de glace ».

[i] Dans un milieu homogène, la propagation dans une direction donnée d’une onde monochromatique (ou sinusoïdale) se traduit par une simple translation de la sinusoïde à une vitesse appelée vitesse de phase ou célérité. Dans un milieu non dispersif, cette vitesse ne dépend pas de la fréquence (ou de la longueur d’onde). Dans ce cas toute onde complexe somme de plusieurs ondes monochromatiques subit aussi une translation globale de son profil, ceci sans déformation. Au contraire, dans un milieu dispersif la vitesse de phase dépend de la fréquence et l’énergie transportée par l’onde se déplace à une vitesse inférieure à la vitesse de phase, dite vitesse de groupe.

[i] La relation de dispersion, qui relie la pulsation (ou la fréquence) d’une onde libre (non contrainte) ω = 2π/T à sa longueur d’onde, prend une forme très simple lorsque les ondes sont non dispersives comme c’est le cas des ondes de Kelvin, ainsi que des ondes de Rossby de grande longueur d’onde. Dans le premier cas, ω/k = ck est le nombre d’onde (inverse de la longueur d’onde) et dans le second cas ω/k = –c/(n+1), le signe – indiquant que l’onde se propage vers l’ouest. c est la vitesse de phase pour le premier mode barocline, n est l’ordre du mode méridien.

[i] Circulation de Walker, El Niño, La Niña. Sous les tropiques, la circulation directe de l’air en surface vers l’équateur (nommée cellule de Hadley) forme la zone de convergence intertropicale. La force de Coriolis est faible à ces latitudes mais assez pour créer une déviation vers l’ouest de la circulation créant les Alizés (du nord-est dans l’hémisphère nord et du sud-est dans celui du sud). Le courant de Humboldt, venant de l’Antarctique, refroidit la côte de l’Amérique du Sud. Il y a donc une grande différence de température entre l’Ouest et l’Est Pacifique qui donne lieu à une circulation directe semblable à celle de Hadley (les masses d’air s’élèvent près de l’Asie et de l’Australie et descendent le long de la côte de l’Amérique du Sud).

[i] Les latitudes des chevaux, comprises entre 30 et 35°N ou S, définissent une zone d’anticyclones, la zone de calme subtropical créée par la colonne descendante de la cellule de Hadley. On raconte que ce terme provient de l’époque où les bateaux à voile espagnols transportaient des chevaux vers les Antilles. En l’absence de vent dans ces latitudes les prolongations du voyage entraînaient des pénuries d’eau et de nourriture et les équipages étaient parfois contraints de jeter des chevaux par-dessus bord ou de les tuer pour empêcher la famine à bord.

[i] Le point de rosée ou température de rosée est la température la plus basse à laquelle une masse d’air peut être soumise, à pression et humidité données, sans qu’il se produise une formation d’eau liquide par saturation.

[i] Le paramètre de Coriolis f est égal à deux fois la vitesse de rotation de la terre Ω multipliée par le sinus de la latitude φ: f = 2Ωsin φ. La force de Coriolis, quant à elle, agit perpendiculairement à la direction du mouvement du corps en déplacement. Elle est proportionnelle à la vitesse du corps ainsi qu’à la vitesse de rotation du milieu.

[i] Onde barocline. Par opposition aux ondes barotropes qui se meuvent parallèlement aux isothermes les ondes baroclines de Rossby ou de Kelvin provoquent un déplacement vertical de la thermocline, souvent de l’ordre de plusieurs dizaines de mètres. Les secondes sont généralement plus lentes que les premières.

[i] Courants de bord ouest. Les courants de bord ouest, chauds, profonds, étroits et rapides se forment le long de la bordure ouest des bassins océaniques. Ils transportent de l’eau chaude des tropiques vers les pôles, constituant la branche ouest des gyres sous-tropicaux. Ce sont le Gulf Stream (nord Atlantique), le courant du Brésil (sud Atlantique) l’Agulhas (sud de l’océan Indien), le Kuroshio (nord Pacifique), et les courants de bord ouest du gyre sous-tropical du sud Pacifique.

[i] Les courants géostrophiques sont établis à partir des mesures du vent, de la température ainsi que de l’altimétrie par satellite. Le calcul utilise un modèle géostrophique quasi-stationnaire tout en intégrant une composante agéostrophique résultant de la tension des vents. Le courant géostrophique ainsi obtenu est moyenné sur les 30 premiers mètres de l’océan.

[i] SOI (Southern Oscillation Index). Le SOI est l’amplitude de l’Oscillation australe ; c’est une mesure de la variation mensuelle de la différence de pression atmosphérique de surface normalisée entre Tahiti et Darwin (Australie).