ENSO et IOD

ENSO et IOD

Précédemment, nous avons défini l’état moyen et le fonctionnement du climat dans le cadre de l’étude. Dans ce chapitre, les mécanismes des variabilités interannuelles ENSO et IOD seront expliqués ci-après (généralités, phases, covariation). En effet, les influences des deux évènements, individuels et combinés, concernent la problématique du sujet [5] [35] [36] [38] [65] [66] [70] [20]. d’évènements chauds et froid (ENSO), positifs et négatifs (IOD). Ils sont caractérisés par une variation périodique de la SST, de la pression, du vent et des nuages respectivement sur l’Océan Pacifique et l’Océan Indien, affectant une grande partie des tropiques et subtropiques par l’intermédiaire des téléconnections. Ces variations sont appelées anomalies, elles peuvent d’être inférieur ou supérieur à la normale dont la croissance et la décroissance dépendent du mécanisme des ondes équatoriales expliquées dans le Chapitre 2, section 2, III.2.ii.

L’Oscillation australe ENSO

ENSO est formé par deux composantes :« EN », El Niño étant la composante océanique et « SO », Southern Oscillation ou Oscillation Australe : la composante atmosphérique du phénomène. ENSO décrit l’ensemble du phénomène d’oscillation australe qui inclut l’élévation des SST (réchauffement) et l’abaissement des SST (refroidissement) par rapport à la moyenne à long terme des températures [60] [15]. ENSO a une périodicité de deux à sept ans environ (Philander et al.) et peut durer de 12 à 18 mois [63]. Les scientifiques aux seins des puissantes organisations spécialisées (comme la NOAA, le Bureau of Meteorology…) dans le suivi de cet évènement ont défini plusieurs indices différents (selon chaque organisation) pour caractériser et observer ce phénomène. Dans notre contexte, nous utiliserons celles de la NOAA/ESRL : les SST (Niño 1+2, Niño 3, Niño 4, Niño 3.4), l’ONI, le BEST, le MEI et la SOI (les détails sur les indices seront dans le Chapitre concernant les données et matériels utilisés). La surface de l’Océan Pacifique a été divisée en quatre régions appelée « Niño région » ou s’exerce la surveillance des vents, de la température de la surface de la mer et des précipitations pour la suivi et la prévision d’ENSO (Figure 1). Niño-1+2 (0°-10°S, 90°W-80°W), Niño-3 (150°W-90°W/5°N-5°S), Niño-3.4 (5°N- 5°S, 170°W-120°W), Niño-4 (5°N-5°S, 160°E-150°W).

Le Dipôle de l’Océan Indien

L’océan Indien était auparavant perçu comme relativement passif du point de vue climatique et essentiellement « esclave » de l’océan Pacifique. Avec la découverte du dipôle de l’océan Indien il y a une dizaine d’années, cette perception a évolué. Phénomène décelé récemment, en 1999, par le Prof. Toshio Yamagata et al en réanalysant les « SODA » (Simple Ocean Data Assimilation) et les données SST de la GISS (de la NASA) de la période 1950–1999 au sein du NCEP/NCAR sur un modèle de circulation générale océan-atmosphère (AOGCM). Ils l’ont défini par la différence des anomalies de la température de la surface de la mer entre l’Océan Indien tropical Ouest et Est (entre 32°S et 10°N), d’où le nom de « Dipôle » [71]. [66] [1]. Pour le surveillé et l’identifié, les Chercheurs ont divisé l’océan indien en trois zones (Figure 2) : SWIO (31°E – 45°E, 32°S – 25°S), WTIO (50°E – 70°E, 10°S – 10°N), SETIO (90°E – 110°E, 10°S – 0°), et on définit l’indice DMI (les détails sur l’indice seront dans le Chapitre concernant les données et matériels utilisés) pour caractériser le Dipôle.

Les alizés soufflent d’est en ouest sur le Pacifique équatorial. À l’ouest, ils entretiennent la warm pool, réservoir d’eaux chaudes de températures supérieures à 28 °C, nourrissant la convection atmosphérique. Cette dernière constitue la branche ascendante d’une cellule convective prenant place au niveau de l’équateur, appelée cellule de Walker. À l’est, les alizés provoquent une remontée d’eaux froides au niveau de l’équateur ou upwelling. Dans l’océan, la profondeur à laquelle la température de l’eau décroît brusquement, ou thermocline, est faible à l’est du Pacifique et plus importante à l’ouest. Le gradient est-ouest des températures de surface maintient la force et la direction des alizés et la thermocline plus profonde à l’ouest du bassin. Les concepts et théories actuelles montrent que les ondes équatoriales (Rossby et Kelvin) jouent un rôle très important sur les formations d’ENSO par croissance des anomalies par rétroactions positives et décroissance des anomalies par rétroaction négatives par l’intermédiaire des vents d’Ouest et des Alizés.