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El Niño, moussons, cyclones : quelques exemples majeurs de couplage océan - atmosphère

Dossier - Interactions océan-atmosphère : un rôle majeur pour le climat
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La surface de la mer est le lieu de transmission de l'énergie, la matière de l'océan vers l'atmosphère, et du milieu extérieur vers l'océan. Comprendre les mécanismes d'échanges, les quantifier, suivre leur évolution, est un enjeu important.

  
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1 - El Niño :

Normalement, les circulations atmosphériques et océaniques de surface sont telles que la SST est maximale (27 à 30 °C) sur le côté ouest du Pacifique équatorial, tandis que de l'eau relativement fraîche (de l'ordre de 20 - 23 °C) est présente du côté de la côte péruvienne. La convection atmosphérique est localisée dans la zone chaude, avec d'intenses précipitations, alors qu'on observe des stratus et stratuo-cumulus (nuages bas et étendus) côté est. Certains hivers (tous les 3 à 6 ans), on constate le déplacement de la zone d'eau chaude vers le milieu et l'est du bassin, entraînant un dérèglement considérable des conditions dans les régions est (précipitations diluviennes au Pérou, diminution des poissons) et ouest (sécheresses en Indonésie, favorisant les incendies de forêt, cyclones sur les îles polynésiennes,...). Les dégâts de chacun de ces El Niño (nommé ainsi au Pérou car apparaissant au moment de Noël) sont considérables, et le bouleversement des circulations océaniques et atmosphériques s'étend largement au delà des régions équatoriales.

Fonctionnement du système couplé océan atmosphère dans le Pacifique équatorial. © NOAA

1ère figure : conditions normales, avec convection atmosphérique à l'ouest, au dessus du maximum de température (en rouge), et remontée d'eau fraîche à l'est (schématisée par la couche océanique appelée thermocline qui sépare l'eau de surface de l'eau sous-jacente, plus fraîche). Le système est déstabilisé en conditions.
2ème figure : El Niño, la convection se déplaçant vers le centre du bassin, accompagnant le décalage du maximum de température de surface (blocage de la remontée d'eau fraîche à l'est ). Lorsque le mécanisme inverse.
 3ème figure : La Niña s'enclenche, on observe au contraire un décalage vers l'ouest de la convection et du maximum de température de surface.

Le déclenchement de El Niño est encore mal compris, malgré des études approfondies depuis le milieu des années 80, et le suivi des caractéristiques océaniques et de surface dans le Pacifique équatorial. C'est en effet un problème complexe de couplage océan-atmosphère mettant en jeu des courants moyens atmosphériques (Alizés) et océaniques en surface et en sub-surface, ainsi que des perturbations d'échelle plus petite. On sait que le démarrage de El Nño se traduit par un affaiblissement des Alizés et du courant d'est à la surface. Une hypothèse est qu'un changement de régime des vents (coups de vent d'ouest) pendant une période de quelques semaines viendrait déstabiliser la circulation océanique, qui engendrerait le déplacement de la « Warm Pool » vers le milieu de l'océan. Ce déplacement modifie en retour les circulations moyennes atmosphériques (déplacement de l'ascendance atmosphérique moyenne, des zones de subsidence associées et donc modification des régimes de vent), de telle façon que ce déplacement vers l'est est renforcé. Les coups de vent d'ouest étant fréquents, il faut certainement un ensemble de conditions favorables pour que le mécanisme El Nño s'enclenche durablement. Puis, dans un second temps (jusqu'à 6 mois), le mécanisme s'inverse, la zone d'eau chaude repart vers l'ouest, comme un mouvement de balancier : c'est La Niña, en fin de printemps - été, avant un retour à l'équilibre.

2 - Les moussons :

Le principe général de fonctionnement des moussons est comparable à celui des brises de mer / terre, mais à grande échelle, et avec un cycle annuel et non diurne. En effet, le chauffage solaire, à l'approche du solstice d'été, a pour effet de surchauffer les régions continentales relativement sèches vers 15 - 30° de latitude, provoquant une dépression thermique. Parallèlement, la circulation dans les zones océaniques proches de l'équateur est modifiée sous l'influence de ce décalage de latitude du chauffage maximal, et peut se traduire par un refroidissement de l'eau superficielle, accentuant le contraste Nord - Sud. La carte ci-dessous montre les zones d'Asie et d'Afrique concernées par le phénomène de mousson. Les régions américaines situées aux alentours du Golfe du Mexique sont également concernées.

Première figure : Régions fonctionnant sous le régime des moussons (d'après The encyclopedia of climatology – Oliver & Fairbridge, 1987) Fig 2 et 3 : Direction moyenne des vents de surface en été (de l'hémisphère nord) en haut, et en hiver boréal (été austral) en bas. On observe sur les deux figures que le vent de mousson se charge d'humidité sur l'océan tropical avant d'aborder les terres. D'après Webster (1987)

Les deux figures précédentes montrent le renversement du vent de surface entre été et hiver boréal. L'air dans les basses couches se charge d'humidité au contact de l'océan, et l'emporte sur le continent, vers les régions les plus chaudes. La convection se développe, et des cumulo-nimbus se forment, transformant la vapeur d'eau en précipitations souvent intenses. On observe des organisations des nuages en amas ou en lignes de grande dimension (plusieurs centaines de kilomètres).

Lignes de grain à Korhogo (Côte d'Ivoire) © Laurence Eymard

Le schéma d'un « dipôle » Nord - Sud est bien représentatif de la mousson d'été en Afrique de l'Ouest. Ailleurs, l'organisation des masses continentales et maritimes est plus complexe, et la force de Coriolis intervient pour expliquer l'orientation vers le NE ou le SE des vents de surface (Afrique australe, Inde, Asie du SE.

En Afrique de l'Ouest, les prémices de la mousson se situent en avril - mai près la côte sud (Golfe de Guinée). Vers la fin juin, le chauffage du sol désertique devient très fort, et parallèlement, la circulation dans le Golfe de Guinée se modifie, avec apparition d'une remontée d'eau profonde, donc fraîche, à l'équateur dans la partie Est du Golfe. A ce moment, le contraste Nord - Sud devient maximal, et la zone convective monte rapidement vers le nord, balayant le Sahel. Selon les années, l'efficacité de la mousson est cependant très variable, sans que l'on sache encore complètement l'expliquer, et de nombreuses questions restent ouvertes, concernant les variations inter-annuelles, intra-saisonnières, les processus locaux (impliquant la biomasse, la physique et la chimie dans l'atmosphère, la circulation océanique) ainsi que les relations avec la circulation générale atmosphérique. Le programme AMMA (Analyse Multidisciplinaire de la Mousson Africaine), d'initiative française, soutenu par l'Europe en partenariat avec des organisations d'Afrique de l'Ouest, vise à explorer la mousson africaine sous tous les angles, pour en particulier mieux prévoir son efficacité d'une année sur l'autre et contribuer à l'exploitation de cette information dans la zone sahélienne (agriculture, ressources en eau, épidémies).

En Inde, la latitude des masses continentales implique un rôle beaucoup plus important de la force de Coriolis, et le relief himalayen intervient dans l'évolution saisonnière. A l'approche de l'été, le vent de surface venant du SO balaie le sud de la péninsule, arrosant particulièrement la côte Ouest, de la pointe sud à Bombay. En raison du relief (montagnes et plateau central), la côte Est reçoit à cette période beaucoup moins d'eau. Puis, après une pause, la mousson démarre vraiment, avec l'apport de l'air humide du Golfe du Bengale. Elle arrose toutes les régions Est de la péninsule, puis monte vers le Nord, où elle est arrêtée par la barrière que constitue l'Himalaya. Une partie de l'air est soulevé par le relief et redescend au nord du massif, mais il est alors asséché (effet de foehn), expliquant le climat désertique de ces régions.
L'air humide resté au Sud de l'Himalaya continue sa route vers l'ouest du pays, y amenant des précipitations, plus tard dans la saison.

Comme pour la mousson africaine, les mécanismes de couplage océan - continent - atmosphère sont complexes et loin d'être bien compris. Ici aussi, la prévision de la mousson est un enjeu crucial pour les ressources en eau et l'agriculture.

3 - Les cyclones tropicaux :

En météorologie, un cyclone est défini comme une perturbation tourbillonnaire des latitudes tropicales. La vitesse maximale du vent dans le tourbillon permet de préciser s'il s'agit d'une dépression tropicale (moins de 60 km/h), d'une tempête tropicale (60 à 115 km/h), ou d'un ouragan (au delà).

Les cyclones tropicaux se forment essentiellement à l'intérieur de la bande +20 / -20 ° de latitude, là ou le chauffage solaire de l'océan et l'atmosphère est maximal.

Les zones de formation des cyclones et les trajectoires habituelles. © Prim-net Cliquez pour agrandir la carte'

Mais la rotation des vents dans un cyclone nécessite une source d'énergie de rotation, qui est sauf exception la force de Coriolis. Les cyclones ne se forment donc pas en général à moins de 10° de latitude Nord ou Sud.

Les régions de formation et déplacement des cyclones tropicaux sont indiquées sur la figure suivante :

Ces régions sont caractérisées par une température de surface supérieure à 26,5°C. La fréquence des cyclones tropicaux atteint son maximum vers la fin de l'été, alors que l'eau est la plus chaude. C'est le cas par exemple dans l'Atlantique entre août et octobre du Golfe du Mexique à l'est du bassin, près de la côte africaine. Ceci explique que les ouragans dévastateurs pour l'Amérique du Nord et les Antilles naissent parfois près de l'Afrique, peut-être en relation avec la mousson, et traversent tout l'océan Atlantique. Ceux qui dévastent l'Ile de la Réunion apparaissent surtout entre janvier et mars venant du centre ou de l'Est de l'océan Indien Sud. Chaque bassin a ainsi ses propres caractéristiques saisonnières.

On compte en moyenne 80 cyclones tropicaux chaque année.

Les cyclones sont d'extraordinaires machines thermiques, puisant leur énergie à la surface de la mer. A l'origine, il y a un amas de convection intense (cumulo-nimbus), qui s'organise en spirale sous l'effet de la force de Coriolis. Les cumulo-nimbus sont des zones d'ascendance de l'air humide, qui se condense et libère ainsi la chaleur latente. Cette chaleur contribue à entretenir le mécanisme de pompage jusqu'au sommet de la troposphère. Les vents les plus forts sont associés aux zones convectives. Ils favorisent l'évaporation qui alimente le système en chaleur latente. Ainsi, dans le cyclone, l'œil central est une zone sèche d'air descendant, autour duquel tourne en montant l'air humide dans le mur convectif. Dans chaque branche de spirale autour de la partie centrale, on retrouve convection et air sec environnant. La dimension typique d'un cyclone est de plusieurs centaines de km. L'œil, généralement circulaire, a un diamètre de quelques km à plus de 100 km.

Tant que que le cyclone se déplace sur mer en présence d'une température de surface assez élevée, il continue à s'alimenter et peut s'amplifier. Sa trajectoire est très variables, parfois erratique, même si les modèles météorologiques sont maintenant capables d'anticiper l'arrivée des cyclones sur les régions exposées. L'absence d'humidité suffisante sur terre provoque un affaiblissement rapide du cyclone, ce qui explique que les îles et les côtes subissent l'essentiel des effets. Il n'est pas rare qu'un cyclone tropical d'automne en Atlantique « rebondisse » sur la côte américaine et renvoie le système dépressionnaire, encore intense, vers des régions de latitude élevées, de l'Amérique du Nord à l'Europe.