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Importance climatique et sociétale de l’Atlantique tropical
Les océans tropicaux sont d’une importance majeure pour le système climatique. Sous les tropiques, le rayonnement solaire est intense et relativement constant tout au long de l’année. Les interactions entre l’océan et l’atmosphère sont fortes et la divergence du transport de chaleur océanique vers les pôles est maximale, ce qui fait que les régions tropicales jouent un rôle crucial dans le bilan thermique global (Chang et al., 2006). Dans la bande équatoriale, le réchauffement crée une zone de basses pressions vers laquelle affluent les masses d’air. Plus précisément, dans l’Atlantique tropical, ces masses d’air proviennent de deux centres d’action : l’anticyclone de Sainte-Hélène et l’anticyclone des Açores qui sont associés chacun à une masse d’air humide, centrée respectivement au-dessus de l’Atlantique sud et de l’Atlantique nord. Ces masses d’air (du sud et du nord) de la basse couche atmosphérique convergent près de l’équateur dans la Zone Intertropicale de Convergence (ITCZ) où se forment de nombreuses cellules convectives qui génèrent de fortes précipitations (figure 1.1.1). Ainsi, la zone intertropicale est soumise à un forçage de vents (les Alizés) dont l’intensité présente de fortes variations saisonnières qui conditionnent celles de l’océan notamment la température, salinité et les courants. En hiver boréal, les alizés du nord-est s’intensifient pendant que ceux du sud-est s’affaiblissent ; l’ITCZ se déplace donc vers l’équateur et s’associe au réchauffement saisonnier de la température de surface de la mer (figure 1.1.a). Par contre, en été boréal, l’ITCZ se déplace vers le nord (autour de 10°N), ce qui correspond à un affaiblissement des alizés du nord-est et une intensification de ceux du sud-est (figure 1.b). Cette migration saisonnière de l’ITCZ ne se limite pas à l’océan mais s’étend aussi sur le continent africain, en particulier au nord du Golfe de Guinée où la densité de population est particulièrement forte (figure 1.2), engendrant ainsi la mousson ouest-africaine (figure 1.3).
Les variations climatiques et l’intensité des précipitations qui se manifestent à différentes échelles de temps et qui sont associées à la mousson ouest-africaine sont d’une grande importance pour la société (Boko et al., 2007), car elles ont un impact direct sur l’agriculture, l’élevage et la pêche, qui sont les principales activités dans ces régions, et sur la santé de millions de personnes vivant en Afrique de l’Ouest (voir figure 1.2).
La figure 1.3 illustre l’ensemble des interactions entre l’océan, l’atmosphère et le continent dans le Golfe de Guinée qui régissent la mousson ouest-africaine. En été, l’ITCZ se déplace vers le nord, quittant le nord du Golfe de Guinée pour apporter les pluies sur l’Afrique de l’Ouest jusque dans la région sahélienne, puis redescend vers l’océan. Ceci crée une saison des pluies vitale pour la région sahélienne en juin – juillet – août, et deux saisons des pluies dans les régions côtières autour de juin et septembre correspondant aux passages de l’ITCZ lors de sa remontée vers le nord puis sa redescente vers le sud. Ce déplacement saisonnier est fortement lié aux conditions océaniques, en particulier à l’apparition saisonnière d’une langue d’eau froide (LEF) le long de l’équateur dans le Golfe de Guinée sur la période mai-juin (figure 1.3).
Figure 1.3 : Conditions atmosphériques (vents et précipitations) et océaniques (SST, en couleur) dans le Golfe de Guinée en été boréal, avec la présence de la langue d’eau froide et de l’ITCZ. Source : www.amma-international.org.
Cette LEF crée un fort gradient thermique nord-sud renforçant les vents du sud, qui contribue au déplacement rapide des pluies de la côte vers le Sahel appelé “saut de mousson” (Sultan et Janicot, 2000). Des variations importantes de la LEF ont été observées d’une année à l’autre, notamment entre les années 2005 et 2006 où ont eu lieu les campagnes EGEE (Marin et al., 2009). Sa date d’apparition en particulier est variable, et très corrélée à l’arrivée des pluies dans les régions dans la représentation de l’état moyen de la SST en juin-juillet-août ; les hachures blanches désignent les zones où le signe des erreurs est le même dans tous les modèles utilisés (b). La figure 1.5a est tirée de Tokinaga et Xie (2011) ; la figure 1.5.b est tirée de Toniazzo et Woolnough (2014).
Malheureusement, la LEF est mal reproduite dans les modèles couplés océan-atmosphère (Toniazzo et Woolnough, 2014 ; figure 1.5.b), avec des températures moyennes trop élevées (Richter & Xie, 2008). Ce dernier constat a motivé le lancement du programme européen PREFACE, dont l’objectif principal était de réduire les biais des modèles dans l’Atlantique tropical (figure 1.5.b), pour augmenter le degré de confiance que l’on peut accorder à leurs prévisions de l’évolution future du climat et en particulier de la mousson ouest-africaine. Mes travaux de thèse se situaient dans le cadre de PREFACE qui visait aussi plus généralement à améliorer nos connaissances de la dynamique du climat de l’Atlantique tropical Est.
Les variations interannuelles de la LEF sont en grande partie liées à un mode équatorial, dont la dynamique est proche de celle d’ENSO (El Niño – Southern Oscillation) dans le Pacifique. De plus, des études récentes (Lübbecke, 2013 & Burmeister et al., 2016) montrent que la dynamique équatoriale intrinsèque à l’Atlantique ne suffit pas à expliquer les variations interannuelles de température dans le Golfe de Guinée. Celles-ci seraient aussi influencées par le mode méridien Atlantique, plus lent que le mode équatorial, impliquant des anomalies de température dans l’Atlantique tropical nord. Les caractéristiques et les mécanismes relevants de ces modes interannuels de la variabilité climatique seront présentés plus en détail dans la section suivante.
Variabilité interannuelle couplée dans l’Atlantique tropical
Contrairement au Pacifique tropical, où les signaux climatiques interannuels liés à ENSO sont du même ordre de grandeur que le cycle saisonnier, le cycle saisonnier des couches océaniques de surface est dominant dans l’Atlantique tropical (Vauclair et du Penhoat, 2001). Ce cycle répond directement à la variabilité du forçage atmosphérique (vents et flux de chaleur). Par exemple, l’inclinaison zonale et les variations de la thermocline à l’équateur sont directement liées aux variations des vents équatoriaux (eg : Xie, 1994 ; Jouanno et al., 2013). Les variations de la circulation océanique, qui résultent de l’équilibre entre les forces de gradient de pression, les forces de Coriolis et la tension du vent, sont également importantes au cours de ce cycle saisonnier. Cependant, l’océan Atlantique tropical est aussi le siège d’une forte variabilité climatique aux échelles de temps interannuelles à décennales, bien qu’elle soit moins marquée que celle de l’océan Pacifique. Ainsi, la température de surface en Atlantique équatorial connaît des fluctuations importantes d’une année à l’autre. Sur la figure 1.6, la variabilité de la SST dans le Golfe de Guinée, plus précisément dans la boîte de référence Atl3 définie par Zebiak (1993), à laquelle nous avons retiré le cycle saisonnier, fait apparaître plusieurs échelles de variabilité. On observe par exemple qu’une partie significative de l’énergie se projette dans la bande de fréquence allant de 1 à 5 ans, avec aussi une composante décennale non négligeable (période autour de 11 ans). Néanmoins, l’amplitude de ces fluctuations interannuelles est significativement inférieure à celle observée dans le Pacifique équatorial Est (région Nino3, figure 1.6b) dominée par la signature d’ENSO. Sur la période 1980 à 2012, la variabilité interannuelle de la SST dans la boîte Atl3 est de 0,49 °C alors que celle de la boite Nino3 est 0,91 °C. Ces chiffres montrent une variabilité deux fois plus faible dans l’Atlantique que dans le Pacifique.
Malgré cela, les variations interannuelles et décennales ont un impact conséquent sur l’Atlantique tropical et le climat régional, en particulier dans les régions du Sahel (Folland et al., 1986) et du nord-est (Nordeste) du Brésil (Servain, 1999). On observe d’une année à l’autre des conditions climatiques fortement perturbées. Par exemple, la variabilité interannuelle du régime de précipitation au nord-est du Brésil est une illustration marquante de ces fluctuations climatiques.
Modes de variabilité dominants et leur dépendance saisonnière
Contrairement au Pacifique tropical, où la variabilité climatique interannuelle est dominée par le phénomène El Niño, celle de l’Atlantique tropical se manifeste selon deux modes distincts. Le premier, le mode équatorial ou Niño Atlantique, similaire à El Niño du Pacifique, est en partie responsable des anomalies de la SST en été boréal dans le Golfe de Guinée et se caractérise aussi par une modification des régimes de vents dans l’ouest du bassin. Le second, le mode méridien, encore appelé le mode inter-hémisphérique, se traduit par des fluctuations de la SST dans les parties nord et sud de l’Atlantique tropical au printemps boréal. Des études antérieures ont montré que ces deux modes sont fortement liés à la position de l’ITCZ où se concentrent les plus fortes précipitations dans l’Atlantique tropical (Par exemple, Murtugudde et al., 2001 ; Xie et Carton, 2004).
Mode équatorial
Lors des campagnes de recherche du programme d’observation EQUALANT en 1963, il a été observé, durant l’été boréal, des anomalies de température de surface qui ont excédé 1,5 °C dans le Golfe de Guinée. Dans la même saison, un ralentissement des Alizés à l’ouest du bassin équatorial et un déplacement vers le sud de la zone de convection ont été aussi observés. En raison de la connexion entre les anomalies chaudes de température dans l’est du bassin, de la relaxation des Alizés à l’ouest et du déplacement vers le sud de la zone de convection qui caractérisent les événements El Niño du Pacifique, Merle (1980) et Hisard (1980) ont baptisé ce phénomène de l’été 1963 Niño Atlantique. Les analyses de Servain et al. (1982) sur des observations ont permis de mettre en évidence les liens entre les variations de vent à l’ouest du bassin et le réchauffement observé dans le Golfe de Guinée (sans pour autant étudier la dynamique d’onde associée). Trois ans plus tard, lors d’un autre programme d’observation appelé FOCAL/SEQUAL en 1983-1984, il a été observé que l’évolution du cycle saisonnier (qui était la principale motivation de ce programme franco-américain) a été très différente d’une année à l’autre dans la bande équatoriale Atlantique. L’année 1983 a été considérée comme « normale », c’est-à-dire proche de la moyenne climatologique. Par contre, l’année 1984 a montré des perturbations importantes dans la SST, le vent et la circulation océanique. Les observations de subsurface ont révélé un approfondissement de la thermocline équatoriale dans l’Est du bassin (Philander, 1986), qui résultait d’un déplacement vers l’est d’anomalies chaudes le long du guide d’onde équatorial (Carton et Huang, 1994). Plus tard, lors de la phase de mesure de l’expérience AMMA (Analyses Multidisciplinaires de la Mousson Africaine) et pendant les campagnes EGEE des étés 2005 et 2006, Marin et al. (2009) et Caniaux et al. (2011) ont observé une forte variabilité interannuelle avec des différences de SST intenses entre juin 2005 et juin 2006 dans le centre Est du bassin (dans la zone Atl3), associées à des anomalies de vent d’ouest à l’ouest du bassin. L’observation de ces anomalies interannuelles le long de l’équateur a confirmé l’existence du mode équatorial Atlantique.
Caractéristiques du mode équatorial
Le mode équatorial ou Niño Atlantique est un phénomène climatique interannuel quasi périodique, qui se manifeste tous les 2 à 4 ans en moyenne dans l’océan Atlantique équatorial. Ce mode, qui domine la variabilité interannuelle dans la bande équatoriale, se caractérise par une alternance d’épisodes chauds et froids de SST accompagnés de changements dans la circulation atmosphérique. Pendant un épisode chaud, on observe une relaxation des Alizés dans la partie ouest du bassin équatorial et inversement lors d’un épisode froid. Conformément à la théorie linéaire de propagation des ondes longues équatoriales (Philander, 1978 ; Cane et Sarachik, 1976), une telle perturbation des vents zonaux génère des ondes équatoriales de Kelvin qui se propagent vers l’est dans la couche de surface. Pendant un épisode chaud, ces ondes sont de type downwelling, c’est-à-dire qu’elles ont tendance à approfondir la thermocline au cours de leur propagation. Rapidement, ces ondes stoppent les remontées d’eaux froides, jusqu’à leur arrivée près des côtes africaines (après un mois et demi). De ce fait, il apparaît des anomalies chaudes de la température de surface dans le Golfe de Guinée, comme ce fut le cas durant l’été boréal de 1988 (figure 1.7). Le dernier événement en date est l’épisode froid de l’été 2015. Nous classifierons tous les épisodes de ce mode dans le chapitre 3.
L’anomalie positive de SST dans le Golfe de Guinée due à ces ondes de Kelvin de downwelling s’amplifie jusqu’à atteindre son maximum en été boréal. Cette amplification résulte de rétroactions (actions-réactions) entre les diverses variables du système, notamment la SST, le vent et le niveau de la mer ou la profondeur de la thermocline, ces deux dernières variables dynamiques étant fortement corrélées dans les tropiques (Neelin et al., 1998 ; Vauclair et Du Penhoat, 2001). La rétroaction positive décrite par Bjerknes (1969) explique comment une anomalie positive initiale de la SST à l’est du Pacifique équatorial peut, en diminuant le gradient zonal de la SST, réduire l’intensité de la cellule de Walker et donc des alizés équatoriaux, entraînant une anomalie de vents d’ouest, qui à son tour approfondit la thermocline (ou élève le niveau de la mer) et par conséquent renforce l’anomalie de SST initiale. Cette rétroaction est le principal processus responsable de la variabilité ENSO dans le Pacifique (Keenlyside et al., 2007 et Jansen et al., 2009) et se subdivise en trois éléments importants :
● Couplage entre la SST et la tension zonale du vent. Ce couplage est en lien avec la réponse du vent au gradient de SST qui crée un gradient de pression (modèle de Gill, 1980)
● Couplage entre la tension zonale du vent et le niveau de la mer : Ce couplage est en lien avec la « poussée » des eaux par le vent le long de l’équateur qui génère des ondes équatoriales caractérisé par des variations du niveau de la mer.
● Couplage entre le niveau de la mer et la SST : Ce couplage est en lien avec les variations du niveau de la mer par les ondes équatoriales qui font varier la SST par advection et mélange verticaux à la base de la couche de mélange.
Processus de couplage du mode équatorial
Se basant sur des analyses statistiques, notamment les régressions linéaires et les corrélations entre les diverses variables que nous avons précédemment énumérées, Keenlyside et Latif (2007) ont montré que les trois éléments de la rétroaction de Bjerknes existent dans l’Atlantique (figure 1.8) et sont spatialement similaires à ceux du Pacifique.
Pour le premier couplage de la rétroaction de Bjerknes, la régression linéaire des anomalies mensuelles du vent zonal sur l’anomalie de SST dans la boîte Atl3 du Golfe de Guinée (figure 1.8.a) montre que c’est dans la partie ouest de l’Atlantique équatorial que les vents zonaux sont les plus sensibles à la SST. Pour une élévation de 1 °C de l’anomalie de SST dans la boîte Atl3, les anomalies de vent d’ouest y sont de l’ordre de 0,6 – 0,8 m/s (figure 1.8.a). Dans le Pacifique, une modification équivalente de la SST entraînerait des anomalies de vent d’ouest de l’ordre de 1,2 – 1,4 m/s. Cette relation explique un peu plus de 10 % de la variabilité totale du vent dans l’Atlantique alors qu’elle s’approche de 20 % dans le Pacifique. On retient donc que l’anomalie de SST dans la boîte Atl3 influence largement l’anomalie de vent zonal à l’ouest et que ce couplage est plus faible dans l’Atlantique que dans le Pacifique. Pour Keenlyside et Latif (2007), cette différence entre le Pacifique et l’Atlantique est due à absence quasi permanente de la piscine d’eau chaude (warm pool, en anglais) à l’ouest de l’Atlantique équatorial qui affaiblit les gradients zonaux de SST et donc le vent réagit le moins contrairement au Pacifique.
Pour le second couplage de la rétroaction de Bjerknes, la régression entre les anomalies de niveau de la mer et de tension zonale du vent (figure 1.8.b) indique qu’une anomalie de vent d’ouest à l’ouest du bassin équatorial correspond à une élévation anormale du niveau de la mer dans la partie Est équatoriale et une diminution anormale dans l’ouest de l’Atlantique, soit un basculement du niveau de la mer le long de l’équateur. Les chiffres nous indiquent qu’une augmentation de la tension de vent d’ouest de 10-2 Pa correspond à une élévation de 2 cm du niveau de la mer à l’est et une diminution d’environ -2 cm à l’ouest, représentant 30 % de la variance. Ces vents d’ouest dans l’ouest du bassin génèrent des ondes équatoriales qui remontent la thermocline (diminution du niveau de la mer) à l’ouest de part et d’autre de l’équateur et l’approfondissent (remontée du niveau de la mer ) à l’est le long de l’équateur (figure 1.8.b). Tout comme le premier couplage, Keenlyside et Latif (2007) ont aussi trouvé que ce second couplage est plus faible et dans l’Atlantique que dans le Pacifique.
Le dernier élément de la rétroaction de Bjerknes est le couplage entre la dynamique de l’océan et la variabilité de la SST. La régression calculée entre les anomalies de niveau de la mer et de SST (figure 1.8.c) montre un lien local fort entre ces deux variables dans la partie est du bassin équatorial. Une augmentation de 1 cm de la SSH est associée à une anomalie positive de 0,15 °C de la SST dans le Golfe de Guinée avec une variance expliquée de 40 %. Ce coefficient est égal aux résultats du Pacifique dans la région équivalente (boîte Nino3) à l’exception de la variance expliquée qui va jusqu’à 80 % dans le Pacifique (Keenlyside et Latif 2007). Ce couplage montre que la dynamique équatoriale qui se manifeste par des variations de niveau de la mer, liées aux ondes équatoriales, influence fortement la température de surface dans le Golfe de Guinée, car la profondeur de la thermocline, qui est fortement liée au niveau de la mer, est relativement proche de la surface dans cette région d’upwelling équatorial et non dans la partie ouest du bassin.
Coefficient de régression locale des anomalies de niveau de la mer sur les anomalies de SST en tout point (°C / m). Les variances expliquées significatives sont superposées sur les cartes (en contour). Les données proviennent des observations et de réanalyses. Figure tirée de Keenlyside et al. (2007).
De plus, comme le cycle saisonnier est dominant dans l’Atlantique, Keenlyside et Latif (2007) ont poussé leur étude en évaluant la saisonnalité dans les paramètres de couplages. Ils ont trouvé que la rétroaction de Bjerknes est forte au printemps et en été boréal mais faible dans les autres saisons, ce qui explique pourquoi les plus grandes anomalies de SST apparaissent en été boréal.
De tout ce qui précède sur les trois couplages (figure 1.8) du mode équatorial, il ressort le mécanisme suivant : un réchauffement de température de surface dans le Golfe de Guinée (boîte Atl3) génère une anomalie de vent d’ouest à l’ouest du bassin (boîte Atl4) (figure 1.8.a) qui à son tour affecte la dynamique de la thermocline en la remontant (diminution du niveau de la mer) à l’ouest de part et d’autre de l’équateur et en l’approfondissant (remontée du niveau de la mer) à l’est le long de l’équateur et plus précisément dans le Golfe de Guinée (figure 1.8.b). Cet approfondissement à l’est entraîne une intensification du réchauffement de la température de surface initial (figure 1.8.c). Cet ensemble de processus qui amplifie la cause qui les produit caractérise la rétroaction positive de Bjerknes observée dans l’Atlantique équatorial.
Table des matières
1 État des connaissances.
1.1 Importance climatique et sociétale de l’Atlantique tropical
1.2 Variabilité interannuelle couplée dans l’Atlantique tropical
1.2.1 Modes de variabilité dominants et leur dépendance saisonnière
1.2.1.a Mode équatorial
i- Caractéristiques du mode équatorial
ii- Processus de couplage du mode équatorial
1.2.1.b Mode méridien
i- Caractéristiques du mode méridien
1.2.2 Connexion entre le mode équatorial et le mode méridien
1.2.3 Impacts socio-économiques des modes équatorial et méridien
1.3 Oscillateurs climatiques tropicaux
1.3.1 Oscillateur retardé
1.3.2 Oscillateur rechargé
1.4 Objectifs et méthodologies
2 Application des modèles oscillatoires à l’Atlantique tropical
2.1 Introduction
2.2 Estimation des couplages du mode méridien
2.3 Conception d’un modèle oscillatoire pour le mode méridien
2.3.1 Description schématique du modèle oscillatoire
2.3.2 Processus physiques incorporés dans les termes du modèle
2.3.3 Estimations des paramètres clés du modèle
2.3.4 Solution numérique et validation du modèle
2.3.4.a Rôle du forçage ENSO dans le modèle
2.4 Conclusion
3 L’impact des modes climatiques sur la SSS
3.1 Introduction
3.1.1 Cycle saisonnier et variabilité interannuelle de la SSS dans l’Atlantique tropical
3.1.2 Données et modèles
3.2 Classifications des modes climatiques de l’Atlantique
3.2.1 Méthode des EOFs
3.2.1.a Principe des EOFs
3.2.1.b Application des EOFs
3.2.2 Méthode des clusters
3.2.2.a Principe des clusters
3.2.2.b Application des clusters
3.3 Article : Sea Surface Salinity signature of the tropical Atlantic interannual climatic modes
3.3.1 Résumé en français.
3.3.2 Article publié dans le Journal of Geophysical Research-Ocean
3.4 Conclusion
4 Influence de l’onde de Kelvin sur les caractéristiques de la couche de surface
4.1 Introduction
4.2 Modèle simplifié
4.3 Équations vérifiées par l’état moyen et les perturbations
4.3.1 État moyen
4.3.2 Perturbations initiales
4.4 Résolution numérique
4.5 Solutions analytiques dans les conditions adiabatiques
4.5.1 Solutions analytiques pour l’évolution (u , h ,θ) .
4.5.2 Solutions analytiques pour l’évolution de la densité.
4.6 Validation des résultats analytiques
4.7 Application du modèle simplifié à une onde de Kelvin dans l’Atlantique Équatorial
4.7.1 Choix de l’année 2009
4.7.2 Analyse de l’évolution de la thermocline et la densité en 2009
4.7.2.a Onde de Kelvin de juillet-août-septembre 2009
4.8 Conclusion
5 Conclusion générale et perspectives
Annexe
Bibliographie
