Changement climatique

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

Ce site a l’audace de tenter une approche rigoureuse de la climatologie. Ce projet n’est pas banal à l’heure où les climatologues s’enferment dans leurs certitudes qui se sont forgées à partir d’approximations, parfois grossières, dans l’interprétation des phénomènes observés. A tel point qu’il est souvent difficile de distinguer les avancées scientifiques des phantasmes, cette confusion étant entretenue par une couverture médiatique impliquant les revues scientifiques les plus prestigieuses. Les différents scenarios oscillent  entre un avenir planétaire chaud ou froid selon le bon vouloir du Gulf Stream. Ce courant chaud menacerait de s’arrêter en raison de la fonte de la banquise qui compromettrait la circulation thermohaline résultant d’un accroissement de la densité de l’eau de mer à l’approche des calottes polaires. Mais alors que dire du Kuroshio, l’équivalent du Gulf Stream qui circule au large des côtes du Japon alors que le Pacifique est virtuellement fermé au nord par le détroit de Béring  ? C’est que des forces agissant à l’échelle planétaire entrent en jeu sous l’effet combiné de la gravité et de la rotation de la terre. La climatologie est une discipline jeune, en effet, dont l’essentiel reste à découvrir.

Le réchauffement observé depuis les débuts de l’ère industrielle est une réalité mais la part imputable aux activités humaines, à l’émission des gaz à effet de serre en particulier, est mal connue. Car le climat a toujours varié au cours du temps, ce que confirment les archives obtenues des carottes de glace ou de sédiments, les premières prélevées aux calottes polaires et les secondes dans les fosses océaniques. De plus l’évolution de la température moyenne de surface de la terre depuis les débuts de l’ère industrielle est difficile à appréhender, avec la précision requise. Les estimations qui avaient cours il y a quelques années, et qui montraient un tassement de la croissance de la température globale à commencer de la fin du 20ème siècle, le fameux ‘hiatus’ qui semblait remettre en question toute relation de causalité entre la croissance des gaz à effet de serre et ses effets supposés, ont été invalidées et remplacées par des mesures plus représentatives.  Le CRU (Climatic Research Unit, University of East Anglia) a effectué une correction de manière rétrospective en intégrant plus de données, dont l’Arctique russe, faisant désormais apparaître une croissance continue de la température (Jones et al., 2012).

Ces incertitudes, sans oublier les images de pure communication qui se sont avérées mensongères,  alimentent un certain scepticisme visant à remettre en cause l’approche méthodologique du Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat (GIEC). Ce qui n’était qu’un principe de précaution est devenu une réalité. Les tenants des scenarios catastrophistes parlent désormais de consensus pour étayer leurs hypothèses, ce qui va à l’encontre de toute démarche objective : le terme réchauffement climatique a cédé la place à changement climatique suite aux déconvenues des prévisionnistes.

En revanche, nier ou minimiser par pur égocentrisme ou sur la base d’arguments pseudo-scientifiques fallacieux, l’impact anthropique sur l’accroissement du CO2 dans l’atmosphère ainsi que son incidence climatique relèverait d’une arrogance  irresponsable. Car l’incidence des activités humaines sur le réchauffement est indéniable et peut désormais être évaluée objectivement grâce aux travaux récents sur la résonance des gyres océaniques sous l’effet du forçage solaire et orbital. Plus de la moitié du réchauffement observé depuis les débuts de l’ère industrielle est imputable à l’homme. La température moyenne de la surface terrestre a augmenté de 0,8°C en 50 ans, de manière linéaire. Aucune inflexion n’est perceptible, ce qui laisse présager la poursuite inexorable de cette montée au cours des prochaines décennies si la production des gaz à effet de serre ne cesse d’augmenter au rythme frénétique que nous connaissons actuellement.

Cet accroissement de la température, qui peut paraître faible, a pourtant une incidence sur le climat importante en raison de l’accroissement de l’énergie disponible pour alimenter les systèmes cycloniques et anticycloniques, conduisant à plus d’évènements extrêmes. Rien de tel n’a été observé de manière aussi rapide au cours de l’Holocène couvrant les 12000 dernières années de notre histoire.

Le but de cet article n’est pas de faire des révélations fracassantes, encore moins d’alimenter de nouvelles polémiques.  C’est conforter la prise de conscience croissante sur les enjeux planétaires à l’aune des publications scientifiques de l’auteur portant sur la variabilité du climat à moyen et long terme. Car c’est bien là que les connaissances font le plus défaut pour séparer sans ambiguïté les variations naturelles du climat de celles liées à l’activité humaine.

Une longue aventure a conduit l’auteur à décortiquer patiemment et méthodiquement les mécanismes en jeu. Tirant partie des données satellitaires sur la variation de la hauteur et de la température des océans, des analyses isotopiques des carottes de glace et de sédiments, de nouveaux concepts sur la dynamique des océans ainsi que la variabilité du climat ont pu être établis.

Le climat n’est qu’en partie assujetti aux activités humaines

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, à l’image du phénomène El Niño (Pinault, 2016). 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 géostrophique (résultant de la combinaison des forces de gravité et inertielle due à la rotation de la terre) de l’onde de Rossby gyrale : l’oscillation de la thermocline est amplifiée par le courant géostrophique qui s’échauffe, ou se refroidit, selon que le courant de bord ouest accélère ou ralentit.

Ainsi la réponse modulée des gyres sous-tropicaux permet d’expliquer, à partir d’observations et en s’appuyant sur des bases physiques irréfutables, les changements climatiques à différentes échelles de temps (Pinault, 2018d). 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.

La variabilité naturelle du climat

Température globale et concentration en dioxyde de carbone au cours des quatre dernières périodes glaciaire-interglaciaire déduites de l’analyse des carottes de glace (Vostok, Antarctique). Les décalages en temps observés entre les deux courbes sont des artéfacts de mesure.
Température globale et concentration en dioxyde de carbone au cours des quatre dernières périodes glaciaire-interglaciaire déduites de l’analyse des carottes de glace (Vostok, Antarctique). Les décalages en temps observés entre les deux courbes sont des artéfacts de mesure.

La corrélation observée à partir de l’analyse des carottes de Vostok entre la température globale et le CO2 atmosphérique au cours des quatre dernières périodes glaciaires-interglaciaires 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 puisque les cycles observés sont le résultat du forçage orbital (cycles de Milankovitch).

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. A contrario l’émission des gaz de combustion produit un effet plus rapide sur la température globale par forçage radiatif.

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

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.

Une nouvelle approche: la réponse modulée des gyres sous-tropicaux (Pinault, 2018d)

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. 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 de Rossby 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 de Rossby 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 la survenance 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, qui résultent de la rémanence du gradient thermique vertical, tendent à produire les mêmes anomalies à la surface des continents. Ceci en raison de l’activité cyclonique ou anticyclonique de l’atmosphère stimulée aux moyennes latitudes. 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 de Rossby gyrales.

La résonance des ondes tropicales

Pour comprendre ce qu’est la réponse modulée des gyres sous-tropicaux, 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 (Pinault, 2018b). 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 (Pinault, 2018c). 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.

La résonance des ondes de Rossby gyrales

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 est 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 réponse modulée des gyres sous-tropicaux concerne la variabilité du climat à long terme. La réponse modulée des gyres sous-tropicaux 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 réponse modulée des gyres sous-tropicaux 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 éolien stationnaire 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 apparente (la longueur d’onde vue par un observateur immobile) 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 de Rossby 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 du courant géostrophique modulé et du courant éolien stationnaire, 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 de Rossby 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 éolien stationnaire et du courant géostrophique modulé. 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 de Rossby gyrales. Aussi, le synchronisme subsiste aux moyennes latitudes indépendamment de la période. Un dernier aspect de la résonance porte sur le couplage des ondes de Rossby 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 (Pinault, 2018c).

La manière dont l’onde de Rossby 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 des ondes de Rossby gyrales 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 éolien stationnaire 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.

Le courant géostrophique modulé 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 apparente (la longueur d’onde vue par un observateur immobile) 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. Il s’ensuit que, pour résonner, l’onde de Rossby gyrale doit être telle qu’un nombre entier N de spires corresponde à une demi-longueur d’onde apparente. Pour le gyre Nord Atlantique, = 2 pour la période de 128 ans, ce qui permet l’excitation de l’harmonique de 64 ans de période (un seul enroulement).

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 de Rossby 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 (Pinault, 2018c).

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 de Rossby 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 de Rossby gyrales de longue période se déduit des équations du mouvement.

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 de Rossby 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 (Pinault, 2018a). 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.

Comme la hauteur moyenne annuelle des précipitations n’est pas pertinente dans notre analyse, les précipitations sont réduites, c’est-à-dire divisées par la hauteur moyenne de la pluie. 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

Le climat au cours de l’Holocène qui a commencé avec la période interglaciaire, il y a environ 12500 années, peut être étudié à partir des indicateurs représentatifs du rayonnement solaire et de la température moyenne globale dans les deux hémisphères. Du couplage entre le rayonnement solaire et la température moyenne globale seront déduites des informations sur la dynamique interne du système climatique. En outre, plusieurs accidents climatiques se superposent aux oscillations, les plus importants étant observés  8,2 ka, 5.5 à 5.3 ka et 2.5 ka (ka=103 ans) BP. Ces événements, qui sont considérés comme indissociables des changements climatiques quasi-périodiques à l’échelle millénaire, au même titre que les cycles Dansgaard-Oeschger (D-O)[i], sont caractéristiques de l’Holocène [O’Brien et al, 1996; Bond et al, 1997; Bianchi et McCave, 1999; de Menocal et al, 2000; Giraudeau et al, 2000].

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.

Comme pour l’Holocène, l’étude comparative de la température moyenne globale et de l’irradiance solaire peut être effectuée de manière à déduire l’efficacité du forçage orbital sur la résonance gyrale. La température moyenne globale peut être déduite des enregistrements des carottes de sédiments après qu’ils aient été calibrés par rapport aux enregistrements des carottes de glace. Le forçage orbital est calculé à partir des paramètres de Milankovitch (Berger, 1992).

Le forçage orbital

La mise en perspective de la variabilité climatique et du forçage orbital, c’est à dire la précession, l’obliquité et de l’excentricité, ce que l’on appelle communément les paramètres de Milankovitch, pose d’énormes problèmes et il n’existe actuellement aucun consensus autour du mécanisme responsable. D’une part, l’impact des variations orbitales sur le climat ne semble pas proportionnel à l’amplitude des variations de l’irradiance solaire. D’autre part, au cours des 800.000 dernières années, la période d’oscillation glaciaire – interglaciaire qui a dominé est 100.000 ans, montrant qu’elle est principalement soumise au paramètre de l’excentricité. Pendant l’intervalle de 3,0 à 0,8 millions d’années avant notre ère, la période de 41.000 ans a prévalu, correspondant aux variations de l’obliquité de la terre, ce qui est nommé le problème de transition.

Représentation fréquentielle des trois composantes du forçage orbital - a) Chaque composante est normalisée - b) Spectre réel.
Représentation fréquentielle des trois composantes du forçage orbital – a) Chaque composante est normalisée – b) Spectre réel.

Les observations donnent à penser qu’un phénomène de résonance se produit, filtrant certaines fréquences au profit d’autres. Cette hypothèse, émise depuis plusieurs décennies, n’a trouvé jusqu’à présent aucune explication physique plausible. Cela suggère a priori que la résonance gyrale est le chaînon manquant pour résoudre cette énigme. En effet, il existe un lien entre le forçage orbital et l’amplitude des longues ondes baroclines autour des gyres.

En raison du verrouillage en mode sous-harmonique des oscillateurs couplés avec inertie, les périodes des ondes de Rossby gyrales forcées par les cycles de Milankovitch sont un multiple des périodes plus courtes qui correspondent aux cycles du rayonnement solaire (Pinault, 2018c). Ainsi, les sous-harmoniques forment une séquence dont les périodes moyennes sont des multiples de 768 ans, soit la période dominante de la résonance gyrale au cours de l’Holocène. Mais, contrairement à ce qui se produit au cours de l’Holocène, les bandes de fréquence étroites du forçage orbital compliquent l’interprétation du couplage en raison de l’écart entre les fréquences de forçage et les fréquences propres des ondes de Rossby gyrales.

Pour accorder la fréquence propre des ondes de Rossby gyrales à la fréquence de forçage sans modifier le nombre d’onde, la latitude du centroïde doit être modifiée. Puisque plusieurs composantes accordées sur leur propre fréquence orbitale coexistent, des instabilités se produisent autour du gyre parce que les conditions de résonance ne sont plus remplies avec précision. De cette manière, l’efficacité du forçage dépend de la latitude des centroïdes des différentes ondes de Rossby gyrales, qui oscillent de part et d’autre de leur valeur moyenne.

Les enregistrements des carottes de glace et de sédiment permettent une étude détaillée de l’ère glaciaire-interglaciaire dans les différentes bandes caractéristiques.

Le climat actuel

Le climat actuel fait l’objet d’intenses débats en raison des implications économiques et sociétales du réchauffement climatique. Les gaz à effet de serre, principalement le dioxyde de carbone, mais également d’autres gaz plus rares mais à forte capacité d’absorption des radiations à longues ondes réémises par la Terre, sont accusés de jouer un rôle important dans le changement climatique anthropique. Cependant, l’impact anthropique réel sur la température globale est difficile à évaluer avec précision en raison des boucles de rétroaction probables et des effets non linéaires.

Cependant, la véritable contribution anthropique au changement climatique peut être connue de manière fiable en prenant en compte la signature océanique de la température de surface globale observée. Ceci peut être réalisé en soustrayant de la température de surface instrumentale les anomalies de température de surface de la mer (SST) situées sur les ventres internes des ondes de Rossby gyrales, c’est-à-dire là où la profondeur de la thermocline oscille selon les modes sous harmoniques. La contribution océanique à la température globale peut être formellement identifiée après 1870, date à laquelle les données sont disponibles et avant que l’impact anthropique ne soit perceptible.

Les zones représentatives de la signature océanique de la température globale doivent être choisies aux hautes latitudes des cinq gyres subtropicaux, de telle sorte que la perturbation ΔT représentée par les anomalies de la SST, moyennée sur chaque zone, puisse être déduite de la température de la surface terrestre. La signature océanique résultante de la température globale est obtenue en faisant la moyenne pondérée des anomalies SST dans les cinq gyres subtropicaux. Les poids indiquent l’incidence sur la température globale des gyres correspondants, c’est-à-dire qu’ils sont approximativement proportionnels aux aires des continents impactés par chacun des gyres.

Certaines régions continentales sont directement touchées par les échanges thermiques entre les océans et les continents. On peut associer à ces régions continentales des anomalies SST particulières en analysant conjointement, à la fois dans l’espace et le temps, les oscillations de la température de surface et les précipitations dans la bande 5 – 10 ans. Cette méthode permet de représenter les zones continentales sujettes à une telle oscillation de la pluie, à partir de laquelle les signatures des anomalies de SST et de hauteur de pluie peuvent être associées sans ambiguïté. Ceci est rendu possible en raison de la sélectivité des anomalies de la SST et de la hauteur de pluie dans cette bande. Les anomalies SST actives sont localisées sur les ventres internes des Ondes de Rossby Gyrales pour les modes sous-harmoniques pertinents. Les principales zones sujettes à l’oscillation des précipitations aux latitudes moyennes où la condensation / précipitation de la vapeur d’eau libère la chaleur latente sont le sud-ouest de l’Amérique du Nord, le Texas, le sud-est et le nord-est de l’Amérique du Nord, le sud du Groenland, l’Europe centrale et occidentale, l’ouest de l’Asie, la région de Río de la Plata, l’Australie du sud-ouest et du sud-est et l’Asie du sud-est.

Cependant, les anomalies SST dans la bande 5 – 10 ans sont représentatives des échanges à court terme entre les océans et les continents résultant de la résonance des Ondes de Rossby Gyrales pour les faibles modes sous harmoniques, et leurs empreintes thermiques continentales sont évanescentes. Pour ces raisons, les zones représentatives des anomalies de SST sur les ventres internes de longue période, qui correspondent à des modes sous harmoniques élevés, doivent être judicieusement sélectionnées pour représenter avec précision la persistance des empreintes thermiques continentales. La précision des anomalies SST moyennées sur de telles zones nécessite que celles-ci soient aussi petites que possible pour ne pas intégrer les échanges à court terme dont la signature est masquée par des échanges à long terme. Les échanges à court terme et à long terme sont régis respectivement par les Ondes de Rossby Gyrales de courte et longue longueur d’onde. Les ventres internes des Ondes de Rossby Gyrales de courte longueur d’onde s’étendent  d’où le courant de limite ouest quitte la côte jusqu’à la bifurcation du courant éolien du gyre et du courant de dérive quittant le gyre. Les ventres internes des Ondes de Rossby Gyrales de grande longueur d’onde s’étendent tout autour des gyres, de sorte que les zones représentatives des échanges persistants sont nécessairement situées à l’est des ventres internes de courte période.

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Puissance des ondelettes de SST en 1958, moyennée sur la bande 48-96 ans (période moyenne de 64 ans). Les zones représentatives de la signature océanique de la température globale sont affichées.

Les zones présélectionnées sont considérées comme représentatives des échanges thermiques dans l’état perturbé du système climatique global lorsque la perturbation océanique ΔT, c’est-à-dire la moyenne pondérée des anomalies SST sur les cinq gyres subtropicaux, est une réplique de la température globale instrumentale. Cela peut être fait avant que la température globale ne soit soumise au réchauffement anthropique. Ensuite, la contribution anthropique nette dans la température globale peut être estimée en soustrayant de cette dernière la somme pondérée des anomalies de la température de surface de la mer. En fait, les contributions des anomalies SST sont estimées en utilisant la méthode des moindres carrés, c’est-à-dire en minimisant la somme des carrés des différences entre la température globale instrumentale et la somme pondérée des anomalies SST dans un intervalle de temps pertinent, la somme des poids étant un.

a) Température instrumentale Tinst et somme pondérée des anomalies SST (SST Gl). La moyenne mobile (MA) sur 5 ans est affichée – b) Moyenne mobile sur 13 ans de la SST dans l’hémisphère nord (NA = Atlantique Nord, NP = Pacifique Nord) – c) Moyenne mobile sur 13 ans de la SST dans l’Hémisphère Sud (SA = Atlantique Sud, SP = Pacifique Sud, SI = Océan Indien Sud). Les signaux sont centrés.

Les signatures océaniques présentent des comportements particuliers selon les gyres. Dans la figure, la température de surface instrumentale est comparée à la somme pondérée des anomalies SST wNANA+wNPNP+wSASA+wSPSP+wSISI où les poids sont wNA=0,38, wNP=0,12, wSA=0,23, wSP=0,20, wSI=0,07. Des différences systématiques sont observées. Au-delà de 1970, les écarts mettent en évidence la contribution du réchauffement anthropique. Avant 1900, ils reflètent des erreurs systématiques sur les mesures.

Composantes de la somme pondérée des anomalies SST dans les bandes caractéristiques des modes sous harmoniques (température de surface dans l’hémisphère nord).

La contribution de la composante dans la bande 48-96 ans, dont l’amplitude de variation est de 0,3 ° C, est significative ainsi que celle dans la bande 192-576 ans, qui varie entre ± 0,1 ° C. Cette dernière peut être considérée comme un rebond après le petit âge glaciaire, bien que ce mode sous harmonique soit faiblement forcé de manière exogène et se comporte comme un harmonique de l’Onde de Rossby Gyrale de basse fréquence. Les Ondes de Rossby Gyrales de période moyenne 256 ans sont en effet couplées à celles de période moyenne 128 ans forcée par le cycle solaire de Gleissberg.

a) Irradiance solaire totale (TSI) – b) Composantes dans les bandes caractéristiques des modes sous-harmoniques (Coddington et al., BAMS, 2015 doi: 10.1175 / BAMS-D-14-00265.1)

L’Irradiance solaire totale reconstruite est décomposée en bandes de fréquences représentatives des modes sous-harmoniques, ce qui permet une estimation précise de l’efficacité du forçage dans la bande 96-192 ans. Calculée à partir de l’oscillation maximale survenue en 1976 à la fois pour l’Irradiance solaire totale et la température globale, elle est de 0,21 °C(W/m2)-1. Cette estimation est très faible par rapport à ce qui se passe durant l’Holocène et correspond à une faible amplitude du cycle de Gleissberg qui survient après 700 ans BP et plus particulièrement 300 ans BP. Par comparaison, cette efficacité de forçage est proche de la valeur déduite de l’effet de serre résultant de l’augmentation de la vapeur d’eau atmosphérique suite à une augmentation de la température globale, soit 0,22 °C(W/m2)-1.

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.

Effets cumulés des ondes de Rossby gyrales et de l’activité humaine

Le réchauffement observé depuis 1970 est essentiellement imputable aux activités humaines dont l’évolution va être déterminante au cours des décennies qui viennent. Aucune inflexion n’étant perceptible sur la courbe de croissance de ces 50 dernières années, tout laisse à penser que Tmg va encore augmenter de près de 1°C au cours des 50 prochaines années si le renchérissement de la production des gaz à effet de serre ne faiblit pas.

La variabilité naturelle de Tmg amorce une décroissance due principalement à l’harmonique des ondes de Rossby gyrales de 64 ans de période moyenne. Toutefois celle-ci reste faible (quelques dizaines de degrés) par rapport à la composante anthropique et ne peut suffire à inverser la tendance.

Informer, convaincre, dépasser les dogmes et les idées reçues

L’étude des ondes planétaires de très longue longueur d’onde forcées de manière résonante, qui ont été ignorées 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 la contribution de la variabilité naturelle dans le réchauffement climatique qui a prévalu depuis le début du 20ème siècle.

La prise en compte de la variabilité naturelle du climat dans le réchauffement confirme l’importance de l’impact anthropique et précise son évolution. Un énorme travail reste à faire mais souhaitons que cet article participe à l’éveil des consciences et à la mobilisation de ceux qui sont en charge des politiques publiques.

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 sous-tropicale 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 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).

[i] L’albédo, qui est le rapport de l’énergie solaire réfléchie par une surface à l’énergie solaire incidente, est élevé sur les calottes polaires (de l’ordre de 60%) et beaucoup plus faible sur les océans (5 à 10%). Pendant une période de refroidissement les calottes polaires s’étendent, ce qui augmente l’albédo. La planète réfléchit davantage le rayonnement solaire, en absorbe moins, ce qui amplifie son refroidissement. Le réchauffement a des effets inverses: le réchauffement de la planète fait fondre la banquise polaire, ce qui diminue l’albédo et donc augmente la température de la planète.

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