Variabilité naturelle du climat

L’analyse isotopique des carottes de glace joue un rôle essentiel dans la compréhension des différents mécanismes impliqués dans l’évolution du climat au cours des derniers grands cycles des périodes glaciaires et interglaciaires. 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].

Sommaire

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.

À partir de proxys tirés des carottes de glace prélevées dans les calottes polaires, la corrélation observée entre la température globale de surface 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 subtropicaux

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 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 subharmoniques dont la période est cette fois pluriannuelle. Ces longues vagues que les océanologues ont doté du nom de baroclines 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 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 subtropicaux, 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 rétroaction 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 en altitude, voyagent à travers les continents.

De cette manière, la température de surface des continents réagit aux anomalies thermiques des gyres subtropicaux. 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 subtropicaux, 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 quasi-stationnaires 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, 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 entraîné par le vent. 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 tropical

L’océan Atlantique tropical est soumis à la résonance d’une onde quasi stationnaire formée d’une onde de Kelvin équatoriale et d’ondes de Rossby équatoriales et non équatoriales, de premier mode baroclinique, premier mode méridional, formant un même système dynamique. Celui-ci est accordé sur la période de forçage annuelle des alizées.

L’Océan Atlantique tropical
L’Océan Pacifique tropical

L’océan Pacifique tropical est soumis à la résonance de deux systèmes dynamiques couplés, accordés sur une période annuelle et quadriennale. L’onde annuelle quasi stationnaire est une onde de Rossby de premier mode baroclinique, quatrième mode méridional accordée sur la période de forçage annuelle des alizées. L’onde quadriennale quasi stationnaire est formée d’une onde de Kelvin équatoriale et d’ondes de Rossby équatoriales et non équatoriales, de premier mode baroclinique, premier mode méridional. L’onde quadriennale s’auto-entretient en induisant un événement ENSO à la fin de sa phase de propagation vers l’est, tout en bénéficiant du couplage avec l’onde quasi-stationnaire annuelle.

L’Océan Pacifique tropical
L’Océan Indien tropical

L’océan Indien tropical est soumis à la résonance d’une onde quasi stationnaire de période semi-annuelle formée d’une onde de Kelvin équatoriale et d’ondes de Rossby équatoriales et non équatoriales, de premier mode baroclinique, premier mode méridional. Cette onde quasi-stationnaire forme un même système dynamique forcé par les vents de mousson. D’autre part une onde annuelle non équatoriale prenant naissance dans le passage de Timor parcourt tout l’océan Indien tropical dans chacun des deux hémisphères.

L’Océan Indien tropical

La résonance des ondes de Rossby gyrales 

Aux 5 gyres subtropicaux 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.

Ondes de Rossby de courte période

Les ondes de Rossby se forment là où les courants de bord ouest quittent les continents pour se fondre dans chacun des 5 gyres subtropicaux. Plusieurs ondes couplées se superposent, leur longueur d’onde étant proportionnelle à leur période verrouillée en mode subharmonique.

Ondes de Rossby de courte période
Ondes de Rossby gyrales de longue période

Les ondes de Rossby gyrales couplées de longue période s’enroulent autour des 5 gyres subtropicaux. Se propageant de manière cyclonique, elles se superposent au courant anticyclonique du gyre. En théorie les périodes des ondes de Rossby gyrales de grande longueur d’onde n’ont pas de limite supérieure. Leur période étant verrouillée en mode subharmonique, la friction de Rayleigh de ces ondes forcées de manière résonante par les cycles solaires et orbitaux est compensée par l’allongement de la durée du forçage lorsque la période augmente.

Ondes de Rossby gyrales de longue période

Par où la terre se réchauffe…ou se refroidit

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 résultant de la résonance d’ondes baroclines, 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 liés à la résonance d’ondes baroclines et 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’état perturbé résultant du déséquilibre au niveau du bilan énergétique dû au transfert de chaleur vers les hautes latitudes des gyres se comporte, en ce qui concerne les échanges océan-atmosphère, de la manière d’un système thermodynamique quasi-isolé. En effet, les échanges thermiques sont principalement régis par des flux de chaleur latente et sensible. L’écart des flux radiatifs entre la surface des gyres et celle de l’océan environnant est très faible par rapport aux autres flux thermiques. Cela implique que la chaleur dissipée à l’interface océan-atmosphère aux latitudes moyennes est conservée à l’échelle planétaire. Comparé au système non perturbé, l’état perturbé du système tend vers un nouvel état d’équilibre dans lequel un nouvel équilibre thermique se produit entre la perturbation de la surface de la mer ΔT et les continents. En raison de sa persistance, qui reflète le renouvellement de la couche de mélange aux latitudes élevées des gyres tout en maintenant le gradient thermique vertical, ΔT a tendance à s’équilibrer avec la perturbation de la température de surface des continents.

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 résultant de la résonance d’ondes baroclines 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 subtropical. Dans tous les cas, les instabilités baroclines atmosphériques peuvent engendrer des transferts thermiques à l’échelle synoptique, essentiellement sous la forme de chaleur latente.

Oscillation de la pluie: échanges thermiques entre océans et continents

Pour mettre en évidence comment certaines régions terrestres sont impactées par les instabilités baroclines atmosphériques induites par les anomalies thermiques résultant de la résonance d’ondes baroclines, 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.

Oscillation de la pluie

Glossaire

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.

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.

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.

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.

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.

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.

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.

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.

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.

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 subtropicaux. 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 subtropical du sud Pacifique.

Les boucles de rétroaction positives amplifient les modifications d’un système dynamique; cela tend à éloigner le système de son état d’équilibre et à le rendre plus instable. Les rétroactions négatives ont tendance à amortir les modifications; cela tend à maintenir le système dans un état d’équilibre le rendant plus stable.

Le gradient thermique adiabatique est, dans l’atmosphère terrestre, la variation de température de l’air avec l’altitude (autrement dit le gradient de la température de l’air). Adiabatique signifie qu’une masse d’air n’échange pas de chaleur avec son environnement (autres masses d’air, relief). Si l’on exclue la condensation (formation de nuages et précipitations) et la vaporisation, le gradient thermique de l’atmosphère ne dépend que de la pression.

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.