Oscillation de la pluie

Sommaire

L’oscillation des précipitations

L’oscillation des précipitations, qui est liée aux anomalies thermiques résultant de la résonance d’ondes baroclines océaniques, 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, 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 qui ne sont pas liées aux anomalies thermiques résultant de la résonance d’ondes baroclines océaniques 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 d’établir une relation de causalité 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 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 subtropicaux sont situés entre 20° et 40° de latitude, ce qui explique le rôle de premier plan des gyres subtropicaux 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 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.

Régions soumises à l’oscillation de la pluie dans la bande 5-10 ans (Pinault, 2018a)

Les vidéos montrent simultanément les anomalies de température de surface des océans à gauche et les anomalies pluviométriques à droite pour différents intervalles de temps de 8 ans. Pour chaque région du globe concernée, 2 vidéos se rapportent systématiquement à des périodes de forte et de faible activité. Dans tous les cas la phase est exprimée par rapport au signal –SOI (Southern Oscillation Index).

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. Le flux de chaleur latente prélevé des océans est transféré aux continents à la faveur des précipitations qui résultent de la condensation de la vapeur d’eau.

La mise en évidence des interactions entre les anomalies thermiques océaniques de surface et le régime des précipitations continentales est réalisée en utilisant la bande de périodes 5-10 ans en raison de l’ubiquité des anomalies thermiques : celles-ci résultent du mode barocline mettant en jeu l’oscillation de l’interface au sommet de la pycnocline des océans tropicaux, de période moyenne 8 ans. D’autre part l’oscillation des précipitations dans cette même bande est peu sensible à El Niño et traduit une relation causale océanique sans ambiguïté. L’analyse qui suit concerne donc les courtes périodes. Elle présente néanmoins un intérêt intrinsèque pout les longues périodes car les régions impactées en priorité restent les mêmes, même si les interactions entre océans et continents sont plus globales en raison de l’implication du gyre dans son intégralité : les anomalies thermiques aux moyennes latitudes restent très actives en raison des courants-jets.

a) L’Amérique du nord

Trois régions sont principalement impactées, la Californie, les états du Mississippi et de Louisiane, et enfin la pointe extrême orientale à cheval sur le Labrador et les Appalaches et Terre-Neuve. Les phénomènes d’oscillation dans la bande 5-10 ans sont directement reliés aux anomalies thermiques océaniques résultant des ondes de Rossby gyrales du Nord Pacifique et du Nord Atlantique, dans cette même bande.

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Au sud-ouest de l’Amérique du Nord, l’oscillation des précipitations dans la bande 5-10 ans est à relier à l’anomalie thermique océanique le long de la côte occidentale de l’Amérique du Nord, qui provient du ventre oriental de période 8 ans du nord Pacifique après qu’elle ait dérivé vers l’est en l’absence de circulation thermohaline. Les mécanismes impliqués dans l’oscillation des précipitations sont à relier au courant-jet subtropical. Une anomalie thermique océanique positive favorise la formation de cyclones extratropicaux non seulement à cause de la température élevée, mais également du gradient élevé du point de rosée entre le centre de l’anomalie et sa périphérie. Les cyclones extratropicaux suivent le courant-jet subtropical le long du parallèle 35°N, en déversant d’abondantes précipitations dans le sud-ouest de l’Amérique du Nord, où des « cut-off lows » se forment principalement en Californie et dans l’ouest du Nevada, dépressions froides en situation de blocage en raison de la barrière des Rocheuses. En revanche, une anomalie thermique océanique négative favorise les hautes pressions et les anticyclones, qui forcent le courant-jet subtropical à se déplacer au sud de l’anomalie thermique en décrivant un large méandre. Le sud-ouest de l’Amérique du Nord souffre alors de périodes de sécheresse.

Au Texas, l’oscillation des précipitations est à relier à l’anomalie thermique qui s’étend autour du gyre subtropical de la péninsule de Basse Californie. Les mécanismes impliqués sont semblables à ceux invoqués en Californie

Au sud-est de l’Amérique du Nord, l’anomalie pluviométrique est en phase avec l’anomalie thermique au large du Cap Hatteras formée par le ventre occidental de l’onde de Rossby gyrale de période 8 ans de l’Atlantique Nord. Le renforcement des précipitations est lié à l’amplitude de l’anomalie thermique. Cela signifie qu’une anomalie thermique positive favorise le déplacement des cyclones tropicaux depuis le golfe du Mexique ou la mer des Caraïbes vers le nord en raison de la fusion des deux systèmes de basse pression formés d’une part à partir de la dépression tropicale et d’autre part de la dépression extratropicale résultant de l’anomalie thermique. Certains cyclones tropicaux pénètrent à l’intérieur des terres, d’où l’augmentation des précipitations en Louisiane, dans le Mississippi, l’Alabama, l’Arkansas et le Tennessee. Particulièrement touchés sont les états du Mississippi et de Louisiane quand les dépressions tropicales deviennent des ouragans.

Ce couplage disparaît quand l’anomalie thermique devient négative, ce qui favorise la formation d’anticyclones au nord-ouest de l’Atlantique. Ces anticyclones sont bloqués là où des « cut-off highs » se forment, zones chaudes de hautes pressions déplacées au nord du courant-jet subtropical, comme ceci se produit communément dans le sud-est des États-Unis pendant la période estivale.

Au nord-est de l’Amérique du Nord, l’oscillation des précipitations est étroitement liée à l’anomalie thermique au ventre oriental de l’onde de Rossby gyrale de l’Atlantique Nord. Le couplage s’est produit en particulier pendant les périodes 1938-1953 et 1978-2001. Les dépressions extratropicales, formées au-dessus de l’anomalie thermique positive en raison de la hausse de température ainsi que du gradient du point de rosée, induisent une augmentation des précipitations au nord-est de l’Amérique du Nord. En revanche, les conditions anticycloniques qui prévalent lorsque l’anomalie thermique devient négative induit une diminution des précipitations.

L’oscillation de la pluie se réduit lorsque les anomalies thermiques océaniques s’atténuent comme c’est le cas au cours de la période de 1962 à 1969.

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b) Le sud du Groenland

Au sud de 70°N, la pointe du Groenland est soumise à l’oscillation des précipitations en opposition de phase avec l’anomalie thermique associée au ventre oriental de l’Atlantique Nord, à l’entrée du détroit de Davis. En bloquant l’écoulement du courant-jet polaire, une anomalie thermique négative induit une anomalie pluviométrique positive parce que la dépression ainsi que le courant-jet sont déviés vers le nord pour éviter la zone de hautes pressions, provoquant une augmentation des chutes de neige. En revanche, lorsque l’anomalie thermique est positive, le courant-jet polaire est renforcé par le système de basse pression qui en résulte, ce qui favorise la circulation des masses d’air chaud et sec au sud du Groenland. Notons qu’un tel phénomène se produit également le long des îles Aléoutiennes, en Alaska.

c) L’Europe, le nord-ouest de l’Afrique et l’Asie centrale et occidentale

L’Europe, le nord-ouest de l’Afrique et l’Asie centrale et occidentale sont particulièrement exposées à l’oscillation des précipitations dans la bande 5-10 ans aux latitudes supérieures aux latitudes des chevaux entre 30 et 35°N. La pénétration continentale profonde du phénomène d’oscillation des précipitations démontre l’alternance de systèmes à haute et basse pression stimulés et guidés par le courant-jet polaire. En effet, dans l’Atlantique Nord les cyclones extratropicaux et les anticyclones sont formés à partir des anomalies thermiques de 4 et surtout 8 ans de période. La migration des dépressions à travers l’Europe jusqu’en Asie bénéficie d’un faible relief, au nord des Alpes et de l’Himalaya.

La structure spatiale des anomalies thermiques de surface dans l’Atlantique Nord est le reflet des ventres occidental et oriental. Au large du Cap Hatteras, leur amplitude est contrôlée par les vagues gyrales de longue période suite au couplage entre les harmoniques (Pinault, 2012). Aussi l’amplitude des anomalies thermiques de surface peut-elle varier considérablement. Elle détermine l’amplitude et la phase de l’oscillation des précipitations en Europe, au nord-ouest de l’Afrique, en Asie occidentale et centrale, au nord du parallèle 30°N, s’étendant vers l’est jusqu’à 85°E. Cinq régions sont particulièrement impactées, le nord-ouest de l’Europe, l’Europe occidentale, les Etats situés autour de la mer Noire, l’Ouzbékistan et le Kazakhstan enfin le Maroc et l’Algérie septentrionale.

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L’oscillation des précipitations disparaît avec l’anomalie thermique, comme ceci s’est produit de 1954 à 1985 quand l’amplitude des anomalies dans la bande 5-10 ans reste inférieure à 10%. En l’absence d’anomalies thermiques significatives, les cyclones extratropicaux et les anticyclones perdent leur point d’ancrage et sont produits de façon plus uniforme dans l’espace et dans le temps. Par conséquent, les précipitations sont uniformément réparties au cours des cycles de 8 ans.

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En dehors de cette période de très faibles anomalies, l’oscillation évolue en fonction de l’extension des anomalies thermiques de surface et de la différenciation des phases entre les anomalies. La comparaison des phases des anomalies thermique et pluviométrique révèle l’origine des cyclones extratropicaux causant les précipitations, ce qui dépend du cycle. Cela signifie que la trajectoire du courant-jet polaire est étroitement conditionnée par la configuration de l’anomalie thermique.

L’oscillation des précipitations se produit en Ouzbékistan et au Kazakhstan dès que les anomalies thermiques liées à la résonance des ondes baroclines dans l’Atlantique Nord ont une amplitude suffisante, car toutes les parties de l’anomalie peuvent potentiellement produire des systèmes de basse ou haute pression qui, guidés par le courant-jet polaire, induisent soit des pluies abondantes, soit la sécheresse au nord de l’Himalaya, ces systèmes étant bloqués par le relief. En revanche, l’oscillation des précipitations en Europe occidentale n’atteint des amplitudes élevées que si les phases des anomalies thermiques sont bien différenciées. Dans ce cas c’est principalement la partie la plus à l’ouest du ventre occidental qui est impliquée. Des anomalies pluviométriques en opposition de phase peuvent apparaître au nord-ouest de l’Europe d’une part, en Europe de l’Ouest et au nord-ouest de l’Afrique d’autre part, ce qu’une littérature abondante appelle l’Oscillation Nord Atlantique (NAO+ et NAO- selon le signe des anomalies thermiques du dipôle) qui reflète une différence de pression entre l’anticyclone des Açores et la dépression d’Islande.

d) La Région du Rio de la Plata

L’anomalie pluviométrique est en phase avec l’anomalie thermique qui s’étend vers l’est, entre 20°S et 40°S dans le Sud Atlantique. Une anomalie thermique positive au ventre occidental favorise la formation d’un creusement dépressionnaire en même temps qu’un cœur chaud à basse altitude. Des cyclones subtropicaux peuvent se former en situation de blocage, ce qui diminue le cisaillement du vent dans la région. Dans ce contexte, une zone de basse pression se développe sur le bassin de l’Amazone, et s’intensifie tout en se déplaçant vers l’est ou le sud-est au-dessus des eaux de surface, établissant une circulation fermée à très grande échelle. Les principales régions exposées à de fortes pluies localisées sont le sud du Brésil (Rio Grande do Sul), l’Uruguay et le nord-est de l’Argentine. En revanche, une anomalie thermique négative favorise le blocage anticyclonique sur le bassin de l’Amazone, entraînant des conditions plus sèches en Uruguay et au nord-est de l’Argentine, principalement pendant l’hiver austral.

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e) L’ouest et l’est de l’Australie centrale

Aussi bien l’ouest que l’est de l’Australie centrale sont soumis à une intense oscillation des précipitations, ce qui en fait une région particulièrement aride en raison de la faiblesse de la pluviométrique moyenne. La principale anomalie pluviométrique est en phase avec l’anomalie thermique à l’ouest de l’Australie, qui est généralement de faible amplitude. Celle-ci résulte de la recirculation autour du gyre subtropical du sud de l’océan Indien de la couche de mélange chaude ou froide formée à partir des ondes de Rossby forcées résonantes de courte période depuis la pointe sud du plateau continental de l’Afrique.Ces anomalies thermiques singulières sont soumises à une grande variabilité en raison de leur couplage avec les subharmoniques de longue période.

Située entre 90°E et la côte occidentale de l’Australie et entre 20°S et 40°S de latitude, l’anomalie thermique ne dépasse jamais 0,25°C. Cependant, s’étendant le long du courant-jet subtropical, elle est extrêmement active et produit de fortes anomalies pluviométriques positives ou négatives orientées vers l’ouest.

Ainsi, les dépressions produites à partir d’une anomalie thermique positive à l’ouest de l’Australie sont tirées vers l’est jusqu’à une situation de blocage (« cut-off low »). Les mêmes mécanismes sont impliqués dans le mouvement de systèmes de hautes pressions produits par une anomalie thermique négative. En Australie du sud-ouest le blocage se produit contre les monts Musgrave, une chaîne de montagnes en Australie centrale s’étendant jusqu’en Australie occidentale, ainsi que contre les monts MacDonnell, une série de chaînes de montagnes situées au centre de l’Australie. En Australie du sud-est cette fonction est assurée par la Cordillère australienne dans sa partie orientale.

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f) L’Asie du sud-est

Bien que présentant des anomalies pluviométriques pluriannuelles de moindre amplitude, l’Asie du sud-est est soumise à la migration vers le nord-est de cyclones tropicaux comme ceci se produit dans le sud-est de l’Amérique du Nord. Mais dans la partie occidentale du Pacifique tropical les anomalies thermiques positives semblent moins actives dans le déplacement des cyclones tropicaux vers le nord, par fusion de deux systèmes de basse pression.

Glossaire

Les latitudes des chevaux, comprises entre 30 et 35°N ou S, définissent une zone d’anticyclones, la zone de calme subtropicale 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.

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.

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).

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.

L’instabilité barocline tire son énergie de la part de l’énergie potentielle disponible à convertir. L’énergie potentielle disponible dépend du gradient de température horizontal. Les conversions d’énergie sont proportionnelles aux flux thermiques perturbés horizontaux et verticaux qui, dans le cadre de cet article, sont liées aux anomalies thermiques océaniques résultant de la résonance d’ondes baroclines. Un gradient de température horizontal implique la présence d’un cisaillement vertical. L’instabilité barocline est donc également une instabilité du cisaillement vertical.

Comme tout système d’oscillateurs couplés forcés de manière résonante, les ondes baroclines quasi-stationnaires oscillent selon des modes subharmoniques, qu’elles soient tropicales ou aux moyennes latitudes. Leur couplage s’exerce lorsqu’elles partagent le même courant modulé (le nœud) à l’origine des échanges entre les ventres (là où la thermocline oscille) en opposition de phase.
La période moyenne τ0 de l’onde fondamentale étant annuelle selon la déclinaison du soleil, les périodes moyennes des subharmoniques se déduisent par récurrence. La période τm+1 se déduit de la période τm de sorte que τm+1 =nm τm où nm est un nombre entier. Les périodes moyennes des principaux modes observés sont 1, 4 et 8 ans sous les tropiques (la période moyenne de 4 ans cadence le phénomène El Nino dans le Pacifique tropical). Aux moyennes latitudes ce sont (en années) 1, 4, 8=4×2, 64=8×8, 128=64×2, 256=128×2 (forçage solaire, cycle de Gleissberg), 768=256×3 (forçage solaire), 24576=768×32 (forçage orbital, précession), 49152=24576×2 (forçage orbital, obliquité), 98304=49152×2 (forçage orbital, excentricité). L’efficacité du forçage est d’autant plus grande que sa période est proche d’une des périodes de résonance du système climatique.
Aux longues périodes correspond un nombre entier de tours effectué par l’onde de Rossby gyrale autour du gyre (de manière anticyclonique) pendant une demi-période. Ce nombre de tours est le mode sous-harmonique. Pour la période de 128 ans l’onde de Rossby gyrale parcourt 2 tours sauf dans le Sud Pacifique où il est de 1 et le sud de l’Océan indien où il est de 3/2.

Référence:

Pinault, J.-L. Regions Subject to Rainfall Oscillation in the 5–10 Year Band. Climate 2018, 6, 2. doi: 10.3390/cli6010002

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