CHEZ LE MÊME ÉDITEUR

Dans la collection Enseignement des Sciences de la Terre

Sédimentologie, par I. Cojan et M. Renard. 1996, à paraître.

La dynamique de la lithosphère, par G. Boillot. 1996.136 pages.

Nappes et chevauchements, par O. Merle. Préface de P. Choukroune, 1994, 152. pages.

Les grandes structures géologiques, par J. Debelmas et G. Mascle. 1994, 2e édition, 308 pages.

Les roches métamorphiques et leur signification géodynamique. Précis de pétrologie, par J. Kornprobst. Préface de J. Aubouin. 1996, 2e édition, 228 pages.

Déformations et déplacements dans la croûte terrestre, par P. Choukroune. 1994, à paraître.

Autres ouvrages

Sciences géométriques et télédétection, par L. Lliboutry. 1992, 320 pages.

Physique et chimie de l’atmosphère moyenne, par G. Brasseur. 1982, 324 pages.

Mathematics, climate and environment, par J.l. Diaz et J.-L. Lions. Collection Recherches en mathématiques appliquées, n° 27.1993, 320 pages.

Climatologie pratique, par G. Escourou. Collection U – série Géographie. 1978, 194 pages.

Les climats de la Terre, par P. Pagney. Collection Initiation aux études de géographie. 1994, 2e édition, 168 pages.

Eléments de géologie, par C. Pomerol et M. Renard. Collection U – Sciences. 1991, 140 pages.

Dictionnaire de géologie, par A. Foucault et J.-F. Raoult. Collection Guides géologiques régionaux. 1996, 4e édition, 324 pages.

Revue

Geodinamica Acta. Revue de géologie dynamique et de géographie physique.

Enseignement des SCIENCES DE LA TERRE

La dynamique

du temps

et du climat

Marcel LEROUX

Professeur à l’université Jean-Moulin-Lyon III

MASSON

Paris Milan Barcelone

ISBN : 2-225-85303-7

ISSN : 0336-2825

« Amicus Plato, sed magis arnica veritas »

Ammonius (Vie d’Aristote)

INTRODUCTION : LA PERCEPTION DU TEMPS ET DU CLIMAT, LE POINT DE VUE DE L’OUVRAGE

Temps et climat, cause et effet, échelle instantanée ou synoptique pour le temps et échelle différée ou statistique (fondée sur des moyennes) pour le climat qui est la résultante des temps : le savoir est fragmenté, voire cloisonné, selon les échelles d’espace et de temps (durée), entre plusieurs disciplines notamment entre la météorologie, la climatologie, et par de nombreux aspects l’océanographie. À l’intérieur de chacune de ces disciplines les connaissances ont été et/ou sont appréhendées à travers plusieurs écoles de pensée, souvent différentes selon les espaces considérés. Les modes accordent encore, de façon plus ou moins durable, la primauté à un facteur présumé responsable, de manière plus ou moins justifiée. La dynamique du temps et du climat apparaît ainsi complexe, à tort et à raison : les différences d’interprétation, ou de focalisation passagère, ajoutent un surcroît de difficulté (artificielle) à la compréhension de la complexité (naturelle) des phénomènes. Il est d’abord nécessaire d’en prendre conscience.

Météorologie et/ou climatologie ?

La météorologie (du grec meteos qui signifie haut dans l’air) et la climatologie (du grec klima qui désigne l’inclinaison des rayons du soleil au-dessus de l’horizon) sont, dans les esprits, généralement dissociés. La météorologie est l’étude du temps et/ou des causes, tandis que la climatologie est consacrée à l’analyse des conséquences sur les milieux. La séparation entre ces deux disciplines est le fruit des circonstances. Avec le développement de l’aéronautique la météorologie s’est progressivement occupée du temps, et s’est « recentrée autour de la prévision qui est sa raison d’être » (Rochas et Javelle, 1993), le terme « climatologie » désignant alors dans le langage météorologiste l’archivage des données d’observation. La géographie physique se préoccupe par contre de préciser la composante aérologique dans la définition des milieux. La dichotomie artificielle météo-temps/géographie-climat, aboutit à une véritable mutilation de la logique des phénomènes, et conduit à des démarches aberrantes :

— Les météorologues considèrent que « les cartes qui correspondent à des niveaux suffisamment éloignés du sol (niveau 500 hPa en particulier) fournissent le moyen de comprendre les structures des mouvements synoptiques sans la complication introduite par les caractéristiques géographiques du sol » (Rochas et Javelle, 1993).

— Des climatologues adoptent aveuglément les concepts des météorologues, et très souvent, comme eux, recherchent les causes de phénomènes de l’interface qui sont situées pour l’essentiel au voisinage du sol, dans la situation barométrique à 5 500 mètres d’altitude.

Les premiers gomment par commodité la complexité des conditions de surface, s’en éloignent et privilégient les phénomènes d’altitude, au point parfois de considérer comme négligeables les facteurs géographiques. Les seconds, pourtant bien placés pour estimer l’importance véritable de ces mêmes facteurs géographiques les écartent à leur tour, implicitement ou délibérément.

Les perceptions de la réalité : les écoles

Les phénomènes atmosphériques ont été, et sont encore, analysés à travers différentes écoles de pensée, qui se sont succédées en se juxtaposant et/ou en se superposant, sans intégration véritable. Chaque école a apporté ses définitions, l’une rejetant les principes de l’autre sans parvenir à s’imposer réellement. Ces écoles conditionnant encore la façon de « voir » les phénomènes météorologiques, il est indispensable d’en rappeler les grands traits pour être en mesure d’apprécier à leur juste valeur la signification et l’influence des concepts, la multiplicité et la validité des définitions qui traduisent la réalité physique, et la complexité réelle des phénomènes naturels en estimant la part de complication artificiellement rapportée.

La longue période de l’empirisme, de la météorologie populaire, est encore présente dans les proverbes et dictons, dans les préceptes agricoles, dans les recettes locales de connaissance des microclimats et de prévision du temps, dans la désignation des vents locaux… Le vocabulaire marin, souvent fort ancien, a fourni de nombreuses définitions, notamment celles des vents, alors force motrice : tel est le cas des quarantièmes rugissants ou des braves vents d’ouest, des alizés, des moussons… Ces héritages sont parfois difficiles à conserver tels quels, à cause des glissements de sens ou des généralisations, notamment lorsque des définitions initialement maritimes ont été transposées sur les continents.

L’école climatologique ou statistique se fonde sur l’analyse de données moyennes, qui constituent une base de références. L’explication du temps repose sur la situation météorologique moyenne, décrite par les cartes de pression moyenne et de vent résultant. Elaborée à la fin du siècle dernier et au début de ce siècle, elle est toujours vivace par les noms de centres d’action, individus isobariques auxquels on fait encore constamment référence. À ce titre, dans l’Atlantique nord par exemple, « la dépression d’Islande commande le mauvais temps, tandis que l’anticyclone des Açores est responsable du beau temps ».

Révélés de manière statistique ces centres d’action sont considérés comme « fixes », ou se déplaçant peu autour d’une position moyenne. L’école géographique correspondante, dite analytique ou séparative, se fonde sur les mêmes principes : elle examine séparément des paramètres étroitement imbriqués dans la nature, les éléments du climat étant traduits par des valeurs moyennes. Essentiellement descriptive ou physionomique, considérée comme statique et non explicative, elle ne peut restituer la dynamique des phénomènes.

L’école massique, ou frontologique, ou norvégienne. Dans la préface à l’édition française des articles qui proposent la théorie du front polaire, J. Bjerknes écrit : « Le progrès de la météorologie dynamique ne peut résulter que de l’étude approfondie de cas particuliers réels. La mise en œuvre des valeurs moyennes donne très fréquemment des valeurs difficiles à interpréter, souvent même des faits importants sont masqués ». Les modèles norvégiens de Bjerknes et Solberg (1921-1922) estiment que les contrastes de masses d’air de densités différentes, séparées par des fronts, constituent la base de l’explication du temps dans les régions tempérées. À côté du front polaire qui représente le contact entre l’air polaire et l’air tropical, des fronts fleurissent alors partout, du voisinage du pôle avec le front arctique, jusque dans la zone tropicale comme en témoigne encore l’appellation’« FIT », ou front intertropical. Ce concept a acquis un caractère dogmatique, et la météorologie synoptique des latitudes polaires et tempérées est encore très largement fondée, notamment pour l’analyse des cartes de surface, sur les concepts de l’école massique et frontologique.

L’école dynamique, ou cinématique, ou des perturbations, met en évidence, non des contrastes de densité ou des discontinuités frontales, mais des « discontinuités de vitesse et de direction des lignes de flux », la construction du champ cinématique s’appuyant sur les données de vent. L’accroissement des observations en altitude (invention de la radiosonde en 1927) favorise la découverte de courants de vents forts (jets), et conduit cette école à accorder la primauté aux niveaux supérieurs. L’onde planétaire exprimée par les ondes de Rossby (1939), ondulations du jet d’ouest d’altitude, devient alors le phénomène de base de l’atmosphère des régions tempérées, les phénomènes de basses couches n’étant plus alors considérés que comme des conséquences des phénomènes d’altitude.

La méthode climatologique correspondant aux deux écoles précédentes associe frontologie et cinématique, dans la méthode synthétique des masses d’air et des types de temps (dite également « école dynamique »). Elle applique ainsi les principes énoncés par J. Hann, W. Köppen, et M. Sorre (1947) selon lequel le climat est « la série des états de l’atmosphère au-dessus d’un lieu dans leur succession habituelle ». Cette méthode est fondée sur un malentendu initial : ce qui est désigné « type de temps » n’est en fait qu’un « type de situation » reconnu à partir du champ de pression de surface, et à chaque situation synoptique correspond une infinité de temps locaux. La confusion permanente entre les échelles de phénomènes explique que cette méthode n’a jamais pu déboucher sur une classification génétique des climats.

La prévision numérique et la modélisation climatique. Parallèlement à l’accroissement de l’intérêt apporté aux couches supérieures, l’analyse météorologique s’éloigne tout à la fois, des réalités concrètes de basses couches, et de la démarche naturaliste. Sous l’impulsion initiale de Richardson (1922), la prévision numérique, dont le but est de traiter l’atmosphère selon les lois de la thermodynamique et de la dynamique des fluides, a fait « de la météorologie une science ». Comme il est difficile d’intégrer toutes les composantes, il devient « nécessaire de “paramétriser” (les phénomènes), comme on dit dans le jargon des modélistes, c’est-à-dire d’en tenir compte sans les décrire explicitement… en se servant des seuls paramètres prévus par le modèle » (Rochas et Javelle, 1993). Fondée sur l’école dynamique qui constitue « le corps de doctrine de la prévision numérique » (De Moor et Veyre, 1991), cette méthode privilégie le modèle ondulatoire et les couches supérieures, et ne conserve des données d’observation que celles qui entrent dans le modèle, même lorsqu’il s’agit des données satellitaires qui sont jugées difficilement numérisables, le seul but étant de prévoir (et non nécessairement d’expliquer). Le développement des modèles numériques de la circulation générale et l’utilisation d’ordinateurs puissants débouche sur la modélisation climatique. Comme pour la prévision du temps à brève échéance, la modélisation numérique du climat tente la reconstitution des climats passés et/ou la prévision d’un éventuel changement du climat à l’échelle globale. En effet, et c’est « surprenant pour les non-spécialistes : on simule le climat avec les mêmes modèles que ceux utilisés pour prévoir le temps… ou du moins avec les mêmes méthodes » (Rochas et Javelle, 1993), c’est-à-dire avec la même représentation approchée (paramétrisée) des phénomènes, comme le précisent Duplessy et Morel (1990) : « Un modèle climatique est simplement un cadre numérique cohérent, permettant de tenir une comptabilité exacte des flux de matière, d’énergie et de quantité de mouvements qui transitent dans un système complexe, sans pour autant que les lois qui déterminent ces flux soient exactement connues. »

La modélisation climatique débouche sur la climatologie diagnostique (de diagnostic qui signifie ici traitement, cette école étant originellement anglophone), le terme climatologie n’ayant alors le plus souvent qu’une signification « météorologiste » et « informaticienne ». Cette climatologie fonde sa démarche sur l’établissement de téléconnexions (corrélations lointaines), à partir d’une étude statistique poussée par l’intermédiaire du « modèle ». Mais le souci de l’analyse géographique du climat, composante du milieu naturel, est absent ou mal défini. Cette démarche correspond en fait à un retour à l’école climatologique, retour en force amplifié par les moyens actuels de traitement des données. La nature exacte des phénomènes n’est pas observée directement, la réalité étant perçue à travers des modèles qui ne la représentent encore qu’imparfaitement. Les téléconnexions, en réalité des relations « statistiques » ou des covariations, sont abusivement considérées comme des co-relations (causales et/ou physiques) entre des phénomènes sans rapport apparent, ni révélé (parce que non analysé directement).

La division entre écoles de pensée est encore compliquée en fonction des zones étudiées. Il existe ainsi une division entre une météorologie polaire et une météorologie tropicale, et on a supposé entre elles une « barrière » de hautes pressions : des phénomènes (pourtant puissants) disparaissent ainsi à la limite de la zone tempérée, tandis que d’autres apparaissent ex nihilo sur les marges tropicales. L’absence de perception d’ensemble des phénomènes météorologiques, est implicitement exprimée par les boucles fermées (cellules) de la circulation générale qui masquent la réalité des échanges méridiens.

Les insuffisances des écoles et les problèmes

La diversité des perceptions n’est pas en soi pénalisante, puisqu’elle offre plusieurs éclairages des phénomènes, sauf lorsque des méthodes ou des définitions ne doivent leur survie qu’au poids de la routine ou de l’inertie. Il n’existe pas de véritable synthèse entre les différentes perceptions, les différentes écoles répondant à leur logique interne, sans passerelle entre elles, chacune ayant élaboré ses propres définitions. Des ambiguïtés et des insuffisances demeurent dans de nombreux domaines, et des désaccords subsistent lorsqu’il s’agit, par exemple, d’expliquer la circulation, ses rouages et ses variations, ou la genèse des perturbations. Certains concepts reposent en outre sur des « miracles physiques », véritables postulats souvent consacrés par l’usage, alors qu’ils défient la logique des phénomènes…

Il existe un hiatus considérable entre, d’une part la simplicité fonctionnelle révélée par l’imagerie satellitale, et d’autre part la multiplicité et la complexité des définitions proposées lors d’une période relativement « aveugle ». Des définitions survivent sans retouches essentielles, même lorsqu’elles ne sont pas confirmées par les clichés satellitaux : tel est par exemple le cas dans la zone tempérée de l’existence de tous les prétendus fronts, et de leur ondulation présumée, ou dans la zone tropicale de toutes les perturbations d’un catalogue supposé très étendu. Les hypothèses n’ont pas toujours été mises à l’épreuve de la réalité vue par le satellite, dont les clichés disponibles depuis 30 ans n’ont pas toujours contribué de manière décisive à arbitrer les controverses.

L’intrusion des modes constitue encore une complication artificielle supplémentaire. L’explication de la sécheresse du Sahel a connu par exemple une suite d’engouements : du mécanisme de Charney (albedo), aux températures de surface de la mer (TSM), puis aux jets, et à l’el niño. Le phénomène el niño, associé à l’Oscillation australe est parfois considéré (sans démonstration) comme « la clé de voûte de la climatologie globale, dont la climatologie diagnostique est l’expression ». Tel est aussi le cas de présumées cellules de Walker se multipliant et tournant au gré de leur fantaisie dans un sens ou dans l’autre, selon les circonstances et les auteurs… L’explication des phénomènes n’échappe pas non plus au chaos, ni à un attracteur étrange qui rend les mouvements de l’atmosphère chaotiques et imprévisibles, ni encore aux « effets du hasard et de l’opportunité » qui président aux rencontres de tourbillons…

Le point de vue de l’ouvrage

Dans cette situation où la discipline est partagée entre de nombreuses écoles, fragilisée par des insuffisances et attirée par des engouements fugaces, il est nécessaire :

— De tout remettre en question de façon permanente, notamment les credo, les idées reçues et les modes passagères, et surtout de n’accorder aucun crédit aux « miracles physiques » (qui seront dénoncés à chaque fois que nécessaire).

— De tout mettre à l’épreuve des faits réels, en privilégiant l’observation directe, avec pour référence le satellite, qui met en évidence ce qui existe vraiment, souligne les hiatus entre les concepts et la réalité, et constitue le véritable juge de paix des conflits d’opinions.

— De se situer résolument hors des découpages arbitraires de la discipline, et du clivage présumé entre zones climatiques pour rendre compte de la cohérence d’ensemble des phénomènes à l’échelle planétaire, en respectant la notion de système climatique global. Les phénomènes doivent en effet être considérés, et les mécanismes vérifiés, à toutes les échelles d’espace (continuité d’une zone à l’autre) et à toutes les échelles de temps, de l’échelle instantanée à l’échelle paléoclimatique.

Une même réalité ayant souvent été définie sous des appellations différentes, une mise au point préalable est éventuellement nécessaire (en tête de chapitre), selon le sujet abordé, pour recentrer l’analyse sur l’unité génétique des phénomènes plutôt que sur la diversité des caractères, pour écarter ce qui n’est plus acceptable, et pour éviter que le concept proposé ici ne soit qu’une juxtaposition supplémentaire, non justifiée. La démarche suivie tient le plus grand compte du fait que, de manière incontestable, la météorologie/climatologie est une discipline géographique. Les facteurs géographiques, situés dans les basses couches de la troposphère, jouent en effet un rôle thermique et dynamique fondamental.

Le but essentiel de cet ouvrage est donc de préciser, de la manière la plus simple possible en ne retenant que les phénomènes essentiels, comment fonctionnent les échanges méridiens, comment varie l’intensité de la circulation générale, comment se produit et se distribue spatialement le temps et notamment comment migrent les structures pluviogènes. Ces connaissances de base, sur les mécanismes réels des phénomènes météorologiques et sur les processus de transmission des modifications climatiques, sont nécessaires pour analyser et comprendre l’évolution climatique à toutes les échelles d’espace et de temps. Il s’agit en résumé de préciser la dynamique du temps et du climat, au temps passé et présent, pour être en mesure d’esquisser le scénario vraisemblable dans lequel s’inscrit le proche futur.

PARTIE I
La circulation générale de la troposphère

La circulation de l’atmosphère, plus précisément de sa strate inférieure la troposphère, est la conséquence du rayonnement issu du Soleil. Son inégale distribution à la surface de la Terre entraîne des échanges méridiens à partir de deux sources froides, les régions polaires, vers une source chaude au centre de laquelle se situe l’Equateur Météorologique, axe de symétrie de la circulation générale. La circulation générale est commandée par le déficit thermique polaire qui engendre les Anticyclones Mobiles Polaires (AMP) et leur donne le rôle principal : ils écoulent l’air froid vers les Tropiques et provoquent en retour la remontée d’air chaud vers les pôles. Le relief et la distribution des continents, ainsi que la rotation de la Terre, commandent les trajectoires des AMP, et la formation des agglutinations anticycloniques (AA). Ces dernières déterminent les unités de circulation tropicale, d’alizés avec leurs éventuels prolongements en moussons. L’air tropicalisé retourne ensuite vers les pôles, équilibrant le bilan thermique de l’ensemble Terre/atmosphère.

I-1. LE RAYONNEMENT

La circulation de l’atmosphère, les phénomènes météorologiques, les transferts et les transformations d’énergie qui y sont associées, sont les conséquences de l’interférence d’un nombre limité de facteurs initiaux :

— le rayonnement solaire, source primaire d’énergie pour l’ensemble Terre/atmosphère,

— la forme et les mouvements de la Terre responsables, d’un bilan radiatif différentiel selon la latitude, et d’une variation saisonnière de ce bilan,

— et des facteurs géographiques, notamment de la nature du substratum, sachant que les processus du rayonnement font de la surface du sol la principale source d’énergie.

Le Soleil est la source de l’énergie reçue par l’atmosphère et la Terre. L’énergie fournie par le Soleil est 5 700 fois supérieure au flux de chaleur émanant de l’intérieur de la Terre, par désintégration radioactive de l’uranium et du thorium, flux considérablement plus faible puisqu’il est de l’ordre de 0,06 W/m². La géothermie apparaît ainsi négligeable en comparaison des 342 W/m² (valeur moyenne en 24 heures au sommet de l’atmosphère) venus du Soleil et entrant dans le système Terre/atmosphère.

Initialement thermique, l’énergie se transforme selon la cascade de l’énergie en énergie cinétique et/ou énergie potentielle, transformations dégénératives, qui tendent à dissiper l’énergie en mouvement (circulation et convection), chaleur ou bruit… L’énergie est continuellement absorbée, transformée, redistribuée, dissipée et renouvelée.

Les processus du rayonnement

Le rayonnement solaire se propage en ligne droite à la vitesse de 300 000 km/s.

Il est essentiellement situé dans le visible (VIS) et le proche infrarouge (IR thermique), la longueur d’onde de l’émission maximale du Soleil est de l’ordre de 0,5 µm (1 µm ou micron est égal à 10 m⁻⁶ ou 1/1 000 de mm), presque toute l’énergie radiante (99 %) étant émise en ondes courtes (fig. 1).

FIG. 1 – Longueur d’onde de la radiation solaire et absorption du rayonnement. En OC l’absorption est essentiellement le fait de l’ozone, la « fenêtre optique » représente la transparence de l’atmosphère en OC (flux entrant). En IR l’absorption est surtout le fait de la vapeur d’eau et du dioxyde de carbone. La « fenêtre atmosphérique » représente la quasi-transparence de l’atmosphère en OL (flux sortant) dans cette longueur d’onde.

Le bilan radiatif est la différence entre d’une part, la partie absorbée du rayonnement solaire incident par l’atmosphère et/ou par le sol (flux entrant), et d’autre part le rayonnement infrarouge (IR) thermique que la surface et l’atmosphère renvoient vers l’espace (flux sortant). Les radiomètres embarqués sur les satellites mesurent directement ces composantes du bilan radiatif (avec une précision de plus ou moins 0,3 %), à la limite supérieure de l’atmosphère. La valeur moyennée sur une année et par 24 heures du rayonnement solaire incident est de 342 W/m², et celle du contre-rayonnement planétaire s’échappant vers l’espace est de 240 W/m².

FIG. 2 – Bilan radiatif de l’ensemble Terre-atmosphère. La valeur du flux entrant (342 W/m²) représente la référence 100 à partir de laquelle les éléments du bilan sont exprimés en pourcentages [d’après Ramanathan et al. (1989) et Kandel et Fouquart (1992)].

Le flux solaire en ondes courtes est susceptible d’être réfléchi (en fonction de l’albedo), ou réfracté (diffraction, diffusion), ou absorbé et transformé en chaleur. Les estimations reportées sur la figure 2 montrent qu’environ 30 % (102 W/m²) du flux incident sont réfléchis ou diffusés vers l’espace. Le reste (soit 70 % = 240 W/m²) est absorbé, d’une part par l’atmosphère (20 %), qui est quasiment transparente (absorption faible) au rayonnement visible en OC (à l’exception de l’ozone stratosphérique pour le rayonnement ultraviolet), et surtout par la surface de la Terre (50 %), en proportions presque équivalentes entre rayonnement diffus (28 %) à travers les nuages et les aérosols et rayonnement direct (26 %).

La surface de la Terre qui reçoit deux fois plus d’énergie incidente (en OC) que l’atmosphère, réémet à son tour en sens inverse en OL (contre-rayonnement terrestre, CRT). En raison de l’opacité de l’atmosphère au rayonnement IR (OL), la plus grande partie de la radiation émise par la surface de la Terre est absorbée, en dehors de « fenêtres » de longueurs d’onde spécifiques, comme dans la bande située entre 8 et 12 µm, qui constitue la « fenêtre atmosphérique » par laquelle s’effectuent les pertes directes vers l’espace. L’absorption est principalement réalisée par la vapeur d’eau (qui constitue environ 1 % de l’atmosphère), le dioxyde de carbone (0,03 %) et l’ozone ou le méthane (en quantités infimes), tandis que les composants majoritaires de l’air, c’est-à-dire l’azote (78,08 %) et l’oxygène (20,95 %) n’interviennent pratiquement pas.

Les transferts d’énergie du sol vers l’atmosphère se réalisent également par des processus non radiatifs (convection) sous forme de flux de chaleur sensible (7 %) et de chaleur latente (23 %), le flux de chaleur sensible accompagne de manière immédiate la convection thermique. La chaleur de vaporisation, mise en réserve, est restituée de manière plus ou moins différée, lors du changement de phase (condensation de l’eau et formation des nuages). L’apport de la chaleur latente (23 %) est du même ordre de grandeur pour réchauffer l’atmosphère que l’absorption directe de rayonnement solaire (20 %).

L’atmosphère rayonne à son tour et ce contre-rayonnement céleste (CRC) est réémis soit vers l’espace, soit vers la surface terrestre entretenant ainsi l’échauffement de l’air au voisinage du sol.

Le bilan radiatif global au sommet de l’atmosphère est donc en équilibre, entre d’une part l’énergie entrante c’est-à-dire le flux solaire incident moyen de 342 W/m², et d’autre part l’énergie sortante renvoyée vers l’espace c’est-à-dire le flux solaire (OC) réfléchi résultant de l’albedo planétaire soit 102 W/m², et le contre-rayonnement planétaire (flux infrarouge, OL) égal en moyenne à 240 W/m².

L’effet de serre

La surface de la Terre reçoit directement l’énergie du Soleil, l’atmosphère étant transparente au rayonnement solaire en OC. Les couches à proximité du sol reçoivent en outre un flux de rayonnement thermique IR renvoyé vers le bas (CRC) par les basses couches de l’atmosphère. En raison de cet effet de serre, par analogie (bien qu’existent quelques nuances) avec les serres végétales dans lesquelles le verre laisse passer la radiation solaire et renvoie vers l’intérieur les radiations en provenance de la serre, « la surface de la Terre devient par ce biais plus chaude qu’elle ne le serait si l’atmosphère n’existait pas » (Kandel et Fouquart, 1992). Sa température qui devrait être en moyenne de l’ordre de – 18° C, se situe en moyenne à 15° C, le gain thermique dû au rayonnement infrarouge étant donc de 33° C. Cet avantage thermique est limité aux basses couches, comme en témoigne la diminution de la température avec l’altitude, l’effet de serre ne se faisant plus sentir au-delà de 5 000 mètres, niveau où est en moyenne observée la température théorique.

L’effet de serre global résultant de ces transferts représente pour le climat actuel 160 W/m², soit 100 W/m² pour la vapeur d’eau, 50 W/m² pour le gaz carbonique, et 10 W/m² pour les autres gaz. Les bandes d’absorption, fonction de la structure moléculaire des gaz, de la vapeur d’eau et du dioxyde de carbone se recouvrent partiellement (fig. 1).

Forme et mouvements de la Terre

La rotondité de la Terre, ses mouvements de rotation et de révolution font varier le bilan radiatif, dans l’espace et dans le temps.

• Ce bilan est fonction de l’angle d’incidence, des rayons solaires, maximale avec un angle d’incidence de 90° (rayons verticaux ou zénith) l’énergie reçue décroît lorsque l’angle diminue. En moyenne annuelle le flux solaire étant plus intense à proximité de l’équateur et décroissant vers les pôles, le bilan radiatif annuel est positif sous les Tropiques, jusque vers les latitudes 35° nord et sud, et négatif au-delà en direction des régions polaires (Ramanathan et al., 1989).

La révolution autour du Soleil est responsable de la variation de la durée d’illumination et de la variabilité saisonnière de l’angle d’incidence. La figure 3-A présente schématiquement les positions de la Terre lors des solstices. Le solstice du 22 décembre se situe en période de périhélie (qui se produit le 6 janvier), correspondant au moment où la distance Terre-Soleil est la plus courte (de l’ordre de 147 millions de km) : l’hiver de l’hémisphère nord est ainsi comparativement plus doux. Le solstice du 21 juin correspond sensiblement à la situation d’aphélie (le 6 juillet), c’est-à-dire à la distance Terre-Soleil la plus longue (de l’ordre de 152 millions de km) : l’hiver austral est donc comparativement plus rigoureux. Cette différence de 5 millions de km dans l’excentricité de l’orbite terrestre se traduit par une variation de 352,5 W/m² à 330 W/m², soit 22,5 W/m², différence qui représente 6,8 % de la valeur la plus faible du flux solaire moyen (en hiver austral).

La durée d’illumination est presque toujours égale à 12 heures à proximité de l’équateur et elle varie en direction des cercles polaires jusqu’à 24 heures de jour ou 24 heures de nuit selon le solstice. A la latitude 45° N (tabl. 1) les durées moyennes mensuelles du jour varient de 6 heures 48 minutes entre l’hiver et l’été.

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

9 18

10 24

11 48

13 36

14 54

15 30

15 12

14 00

12 30

10 54

9 30

8 42

Tableau 1 : Variation de la durée du jour, en heures et minutes, à la latitude 45° N.

• La zone tropicale, définie cosmiquement c’est-à-dire couvrant 46° 54’, entre les latitudes des Tropiques 23° 27’ nord et sud, présente la particularité de recevoir le flux solaire selon un angle compris entre 90° (zénith sur un Tropique) et 43° 06’ (angle sur ce Tropique lorsque le zénith concerne l’autre Tropique). La figure 3-B traduit le mouvement zénithal du Soleil (mouvement apparent) d’un Tropique à l’autre, où il s’arrête lors du solstice (sol stat) pour repartir dans l’autre sens, et souligne le double passage du zénith au-dessus de l’équateur lors des équinoxes. De faibles variations dans la durée du jour et une hauteur élevée du Soleil sur l’horizon font de la zone tropicale une source chaude qui ne connaît que de faibles variations saisonnières.

FIG. 3 – A. Positions de la Terre par rapport au Soleil lors des solstices ; B. Mouvement zénithal du Soleil dans la zone tropicale (mouvement apparent).

Au-delà des Tropiques le Soleil n’est jamais à la verticale, les variations de l’incidence sont fortes (de presque 90° à 0°), les variations entre le jour et la nuit augmentant vers le pôle, atteignant 24 heures dès le Cercle Polaire, et cinq mois sans rayonnement à 90° nord ou sud. Les variations de température sont ainsi fortes, la notion de « climat tempéré » dans les moyennes latitudes n’étant le plus souvent qu’un artifice des moyennes. Les régions polaires connaissent un angle d’incidence faible, des conditions de réception du rayonnement toujours défavorables et des températures toujours basses : elles forment ainsi deux sources froides, qui connaissent de très fortes variations saisonnières.

Le facteur géographique

Le bilan radiatif est encore fonction des conditions géographiques, sachant que c’est la surface du sol qui constitue le niveau d’absorption maximale en OC et donc la source principale de chaleur (réémise en OL) pour les basses couches de l’atmosphère.

La figure 4 schématise des interférences surface-basses couches au-dessus de sols de nature différente ; par commodité ont été séparés les flux en OC (RS, le jour) et les flux en OL (CRT et CRC, le jour et la nuit).

Sur un continent surmonté d’air sec (fig. 4-A), où l’effet de serre est très réduit, le comportement thermique de type continental est caractérisé par un fort réchauffement des basses couches le jour qui favorise la convection thermique, des températures qui baissent fortement en cours de nuit (fort rayonnement nocturne), et par une amplitude thermique (diurne comme annuelle) élevée. L’inertie par rapport au facteur cosmique est faible, le maximum mensuel de température étant généralement atteint 1 mois après le mois du zénith (solstice) ; une absence d’inertie est constatée (de façon peu fréquente) lorsque le caractère continental est affirmé, comme au cœur du Sahara où le mois le plus chaud peut se produire en juin. Ce type de comportement continental se rencontre aussi au-dessus de surfaces englacées (inlandsis) froides et donc sèches, et en air propre et pur, notamment en montagne.

FIG. 4 – Bilan radiatif et comportements thermiques de type continental (A) et de type océanique (B).

Sur une surface aquatique (océan, lac, marais) surmontée par de l’air humide (fig. 4-B) les différents processus d’interception (notamment l’absorption par la vapeur d’eau) atténuent le flux entrant d’énergie en OC, une partie étant encore consommée par l’évaporation en arrivant au sol. L’émission en OL est à son tour interceptée et réfléchie vers le sol. En conséquence le comportement thermique de type océanique est caractérisé par une élévation modérée de la température diurne, une atténuation faible de la température nocturne, et une amplitude thermique (diurne comme annuelle) réduite. L’inertie par rapport au facteur cosmique est grande, le maximum mensuel de température étant atteint (en fonction du taux d’humidité) 2 à 3 mois après le mois du zénith (solstice). Ce type de comportement thermique se rencontre aussi en milieu forestier, notamment dans les forêts denses sempervirentes (Congo ou Amazonie) dont le comportement est hyperocéanique avec une amplitude diurne comme annuelle quasi-nulle. De façon moins affirmée ce comportement se rencontre également lorsque la concentration, en lithométéores est élevée (dans l’alizé continental en Afrique par exemple en cas de brume sèche), ou dans une atmosphère polluée et sale comme au-dessus des agglomérations urbaines où l’effet de serre est augmenté.

Conclusion

En résumé, le bilan radiatif fait de la surface et des basses couches la source fondamentale d’énergie des mouvements atmosphériques, verticaux et horizontaux.

• La surface de la Terre reçoit du Soleil en OC le double de ce qui est retenu au passage par l’atmosphère. Elle est donc en mesure de provoquer des mouvements verticaux d’origine thermique, de convection ou d’affaissement, et/ou à une toute autre échelle d’espace et de durée de creuser des dépressions thermiques ou d’entretenir des hautes pressions thermiques.

• La surface de la Terre chauffe les basses couches de l’atmosphère, par transferts verticaux (convection), et par radiation en OL (CRT et CRC) grâce à l’absorption des gaz à effet de serre. Ces gaz et notamment l’eau étant presqu’entièrement concentrés dans les niveaux inférieurs, l’importance des basses couches est considérable dans l’accumulation et la distribution de l’énergie sensible et latente.

• L’inégale répartition de l’énergie solaire est à l’origine des mouvements horizontaux : en raison de l’existence de deux sources froides l’atmosphère est répartie de manière symétrique entre deux hémisphères météorologiques. À l’intérieur de chacun d’eux la circulation se dirige vers l’Equateur Météorologique situé au cœur de la source chaude centrale, et en repart en direction des sources froides. La variation saisonnière, faible pour le réservoir chaud, mais forte pour les réservoirs froids, amène saisonnièrement une modification cosmique des caractères de chaque hémisphère météorologique et une migration de l’Equateur Météorologique.

• La circulation générale de la troposphère et les phénomènes météorologiques associés résultent de la conjonction de ces facteurs cosmiques, radiatifs et géographiques.

I-2. LA CIRCULATION DANS LES BASSES COUCHES DE LA TROPOSPHÈRE

La troposphère est par définition la partie troublée de l’atmosphère. En son sein les basses couches, notamment la couche limite atmosphérique (planetary boundary layer ; WMO, 1992) qui correspond grossièrement aux 1 500 premiers mètres, ont la circulation la plus complexe et la plus perturbée. Ces basses couches méritent un surcroît d’attention, pour les multiples raisons suivantes :

— parce qu’elles ont les plus fortes densités, la moitié de l’atmosphère étant contenue dans les 5 500 premiers mètres (niveau auquel la pression n’est plus que de 500 hPa),

— parce qu’elles possèdent, presque toute la vapeur d’eau qui alimente les pluies et fournit de l’énergie, et les gaz à effet de serre (dont précisément la vapeur d’eau), cet effet n’étant plus perceptible au-delà de 5 000 mètres,

— parce que, paradoxalement, la source de chaleur principale n’est pas le Soleil, mais la surface de la Terre, qui chauffe l’atmosphère. D’où l’importance considérable de l’interface sol/air, en raison des différences de substratum, des comportements thermiques océaniques et/ou continentaux, des mouvements verticaux ascendants ou descendants provoqués par le contact avec la surface (tassement, turbulence, convection), des gradients thermiques résultant de l’échauffement différentiel et/ou de l’attraction exercée par de profondes dépressions thermiques (notamment en zone tropicale) à l’origine de vastes circulations horizontales,

— parce que parmi les facteurs géographiques, en conjonction avec la répartition océans-continents, le relief agit par son altitude sur la température de surface, et par sa topographie pour constituer un très puissant facteur aérologique qui impose notamment les trajectoires d’une partie importante des échanges méridiens.

Tous ces facteurs, situés en surface, contribuent à la délimitation de grands espaces de circulation dans les niveaux inférieurs de la troposphère. Ces unités de basses couches sont surmontées par une circulation essentiellement zonale d’une simplicité de plus en plus grande au fur et à mesure que s’atténue l’influence des conditions de surface, et que décroît avec l’altitude la quantité d’air concerné. Une attention plus grande doit donc être d’abord accordée aux basses couches, les plus complexes, mais aussi les plus importantes pour les échanges méridiens.

Il n’y pas de rupture dans la circulation troposphérique : elle s’effectue dans chaque hémisphère météorologique sans interruption, mais avec des modalités variables, du pôle vers la zone tropicale et retour vers le pôle. Le découpage des chapitres suivants n’est donc que pure commodité :

A : dans les basses couches la circulation polaire et tempérée est commandée par des Anticyclones Mobiles Polaires (AMP) issus des pôles, qui exportent le froid mais provoquent en retour un mouvement compensatoire d’air chaud vers les hautes latitudes,

B : les Anticyclones Mobiles Polaires (AMP) forment des agglutinations anticycloniques (AA), véritables zones-tampons entre circulation tempérée et circulation tropicale,

C : les relais constitués par les agglutinations anticycloniques (AA) alimentent l’écoulement des alizés éventuellement prolongés en moussons, qui se dirigent vers l’Equateur Météorologique (EM), au cœur de la zone tropicale.

A. LA CIRCULATION DANS LES HAUTES ET MOYENNES LATITUDES : LES AMP

La circulation des régions polaires et tempérées est commandée par les Anticyclones Mobiles Polaires (AMP). Nous n’examinons ici que leur contribution à la circulation, le temps associé est analysé ci-après (in II – 2).

La perception de la circulation des hautes et moyennes latitudes

L’école climatologique considère la circulation des zones polaires et tempérées à l’échelle des moyennes : des hautes pressions polaires commandent des vents d’est polaires (easterlies), tandis que des hautes pressions subtropicales commandent des vents d’ouest tempérés (westerlies, grands ou braves vents d’ouest). Entre ces hautes pressions, des basses pressions, dites subpolaires, forment dans l’hémisphère sud un long couloir dépressionnaire zonal, tandis que dans l’hémisphère nord elles se concentrent dans deux dépressions fermées dites des Aléoutiennes ou d’Islande.

Ces centres d’action définis statistiquement sont considérés comme « permanents », voire même « fixes », ou bien « semi-permanents », et ils commandent une circulation tout aussi permanente. Les changements, puisque tout est mobile, sont alors attribués à l’alternance (ou à un changement de place) de multiples centres d’action étrangement fixes : ainsi dans l’Atlantique-Nord sont individualisés les anticyclones « Nord-Atlantique, Fenno-scandien, Est-Atlantique (polaire) et des Açores (tropical), mais aussi les dépressions d’Islande, de la Mer du Nord, de l’Atlantique et des Açores » (Pédelaborde, 1982). En fait la question n’est plus posée de savoir de quoi les moyennes (ayant fondé les définitions) ont été initialement faites, les phénomènes réels masqués par les moyennes n’étant pas clairement identifiés. On en vient alors à dissocier un champ permanent et un champ perturbé, de pression et de vent, en confondant la vision statistique (figée) et la réalité synoptique (mobile).

L’origine des centres d’action est incertaine. Attribuée au facteur thermique pour les hautes pressions polaires (HPP), elle a été encore considérée comme telle pour les dépressions sub-polaires, même si leur creusement maximal est observé en hiver (ce qui réfute naturellement, comme la latitude, une origine de ce type). Elle est aussi supposée d’origine dynamique : les ondulations du jet d’altitude, en faisant alterner convergence et divergence dans les niveaux supérieurs, provoqueraient subsidence et ascendance et construiraient jusqu’aux basses couches « les dépressions et les anticyclones de latitudes moyennes, dont la durée de vie est de l’ordre d’une semaine » (Sadourny, 1994). Il est évident qu’une disposition dépressionnaire d’altitude (divergence) est apte à favoriser une ascendance donc une dépression, mais c’est très loin d’être le cas dans le sens inverse, des couches supérieures en direction du sol. Il ne faut pas oublier que les hautes couches sont toujours très fortement dépressionnaires par rapport aux basses couches : la pression à 9 000 mètres, de l’ordre de 300 hPa, est inférieure de plus de 700 hPa à la pression de surface. Il faudrait alors, pour valider cette hypothèse dynamique, un extraordinaire « miracle physique » pour que des niveaux où l’atmosphère est raréfiée puissent engendrer des anticyclones de basses couches aux fortes pressions et aux températures basses, voire fortement négatives, sachant que des mouvements subsidents ne peuvent créer que des anticyclones chauds et de faible puissance (faible densité de l’air chaud). Il faudrait en outre un autre formidable « miracle physique » pour que la dite onde d’altitude oblige un anticyclone de basses couches à la suivre dans son déplacement vers l’est… Les vitesses verticales devraient aussi être considérables (pour compenser les différences de densité), mais pourtant « une des principales caractéristiques des mouvements atmosphériques de grande échelle réside dans le fait que leurs vitesses verticales sont extrêmement faibles, beaucoup plus faibles que leurs vitesses horizontales, de l’ordre du centimètre par seconde » (Rochas et Javelle, 1993). De fortes vitesses verticales descendantes ne sont pas observées au-dessus des anticyclones mobiles, ou fixes, de basses couches.

Une autre formulation dynamicienne compare le passage de l’onde à « une crête de houle qui se déplace sur la mer sans que l’eau elle-même se déplace » (Lab. Mét. Dyn., LMD, com. pers.) : l’onde modulerait les hausses et baisses de pression, mais il n’y aurait pas de déplacement d’air. Une telle vue de l’esprit ne peut alors expliquer, ni les échanges méridiens, ni les différences de température et notamment l’origine de l’air froid, ou de l’air chaud (et donc la fourniture d’énergie aux perturbations), ni la translation générale d’ouest en est du couple anticyclone-dépression, ni le temps associé et notamment les vents violents. Cela signifierait encore, autre « miracle », que les accélérations de l’écoulement se produiraient sans augmentation du volume d’air déplacé, vision théorique qui renouvelle assurément la physique de l’atmosphère… mais qui n’a aucun rapport avec la réalité ! L’influence exagérée accordée aux niveaux supérieurs apparaît fondée sur un malentendu : initialement proposée pour expliquer la dépression, l’explication a alors ignoré la présence de l’anticyclone qui provoque le creusement de la dite dépression. Or, anticyclone (cause) et dépression (conséquence) sont étroitement interdépendants, et l’explication dynamicienne qui paraît vraisemblable pour la dépression est carrément inacceptable pour l’anticyclone, dont l’existence est ou doit être délibérément ignorée (cf. Joly, 1995) pour valider l’hypothèse initiale.

Des contradictions avec les principes physiques apparaissent encore (Comby, 1990), par exemple, dans la formulation selon laquelle de « l’air polaire (est) dirigé par la zone dépressionnaire d’Islande » (Triplet et Roche, 1988)… Comment une dépression ou cyclone peut-elle commander une circulation d’air froid, dense et par nature anti-cyclonique qui la comblerait immédiatement ? D’autres questions restent sans réponse : par exemple, d’où proviennent les variations saisonnières de puissance des centres d’action et de l’intensité des échanges méridiens ? Une relation est supposée entre le jet d’altitude et la circulation méridienne : en été le jet est lent et décrit de larges ondulations (low index), mais en hiver le jet est rapide et n’a que de faibles ondulations (high index). Quelle est alors la réalité des saisons, si l’on considère que de fortes ondulations du jet d’ouest d’altitude sont indispensables à la réalisation des échanges méridiens, et notamment aux coulées froides ? L’été serait ainsi la saison des échanges méridiens les plus actifs ! Quelle est encore la relation physique, à l’échelle synoptique comme à l’échelle saisonnière, entre les anticyclones et les cyclones mobiles, comme à l’échelle des moyennes entre les anticyclones subtropicaux et les dépressions subpolaires ?

La simplicité fonctionnelle des mécanismes climatiques est encore souvent masquée par la permanence de concepts non remis en question, et parfois simplement juxtaposés (cf. Introduction). Ainsi par exemple selon Sadourny (1994, p. 39) « … les mouvements produits par l’instabilité barocline s’organisent en ondes et en structures tourbillonnaires. C’est ainsi que se développent les dépressions et anticyclones de latitudes moyennes… » : c’est le concept ondulatoire d’altitude dit de Rossby. Mais sur la même page apparaît ensuite : « une situation classique de blocage hivernal est celle où un anticyclone stable s’ancre au voisinage de l’Ecosse ; il en résulte une vague de froid sur l’Europe occidentale, avec un flux d’air polaire venant de la Scandinavie ». D’où vient cet anticyclone stable qui provoque une vague de froid (qui n’est donc pas stable, mais mobile), et si de tels anticyclones existent pourquoi n’interviennent-ils si opportunément que dans cette circonstance, et que font-ils entre-temps ? Pourquoi cet anticyclone s’ancre-t-il précisément à cet endroit, et d’ailleurs s’ancre-t-il vraiment ? Cet anticyclone de basses couches (vient-il de Scandinavie ?) ne peut pas être expliqué par la théorie citée précédemment, qui propose en outre une toute autre explication du blocage (cf. I-2-B). Il s’agit en fait d’un emprunt non cité et déformé du concept de l’AMP (Leroux et al, 1992, 1993), la trajectoire Scandinave d’un AMP apparaissant sur la figure de la page suivante (in Sadourny, p. 40). La juxtaposition, sans analyse et sans la moindre tentative de synthèse, de ces deux concepts est incohérente et elle rend artificiellement plus complexe la perception du temps.

Les nombreuses ambiguïtés qui subsistent sur la perception de la circulation polaire et tempérée, et le recours à de nombreux « miracles physiques » pour pallier les incohérences, imposent une profonde remise en question fondée sur l’observation directe.

L’existence d’anticyclones mobiles

Sous l’influence de l’école de Bergen, géographiquement bien placée pour en exagérer l’importance, les cyclones ont été présentés comme le facteur-clé de la dynamique, sans doute parce que le mauvais temps leur est associé. Les dépressions occupent nettement moins de place que les hautes pressions, mais le temps clément généralement apporté par les anticyclones semble les faire passer (presque) inaperçus… Appelés post-cycloniques, ou post-frontaux, décharges froides ou polaires, les anticyclones ont été observés depuis longtemps, à l’échelle synoptique, en surface et dans les basses couches. Ils ont été remarqués dans l’hémisphère sud, et alors considérés comme des phénomènes spécifiquement austraux : Duvergé (1949) a souligné « l’incessante circulation d’anticyclones » au voisinage de l’Afrique australe et de Madagascar, Taljaard (1967) et Zhdanov (1967) ont observé la ronde des cyclones et anticyclones autour de l’Antarctique, Gentilli (1971) a noté sur l’Australie le passage d’anticyclones mobiles (travelling anticyclones). Dans l’hémisphère nord, Pettersen (1956) et Klein (1957) ont analysé les trajectoires des cyclones et anticyclones. Sur le Canada, Paul (1973) a observé des anticyclones thermiques pelliculaires, en soulignant que ces anticyclones sont extrêmement mobiles. Mais la question n’a pas été posée, d’abord de savoir d’où viennent réellement ces anticyclones, et ensuite ce qu’ils deviennent lorsqu’ils sortent de la zone d’étude. Sur l’Amérique du Nord, on considère que « les anticyclones ont tendance à disparaître le long des côtes orientales » (Zishka et al, 1980), ou que le développement de fronts superficiels le long du littoral est-américain est lié à une « interaction air-mer » (Bane et al, 1990 ; Nielsen et al., 1990). Le même concept est appliqué au Pacifique nord-ouest où « la configuration terre-mer, la topographie des masses continentales, la situation des courants chaud et froid » sont censés être responsables de la distribution des dépressions (Yarnal et al., 1989).

Les Anticyclones Mobiles Polaires (AMP)

Les Anticyclones Mobiles Polaires ou AMP (Leroux, 1983, 1986, 1993), vastes lentilles d’air dense (photo 1), sont les principaux responsables des variations : de pression, de direction et de vitesse du vent, de température, d’humidité, de nébulosité et de pluviosité, et donc de la variation perpétuelle du temps, comme de la variabilité du climat, à toutes échelles de durée.

Le déficit thermique polaire

Les AMP résultent du refroidissement à la base et de l’affaissement de l’air au-dessus des régions polaires, provoqué par le bilan radiatif constamment déficitaire à la surface. La faiblesse de l’angle d’incidence et les conditions à l’interface (notamment les fortes valeurs de l’albedo sur la banquise ou l’inlandsis), et en hiver l’absence de rayonnement solaire, expliquent le bilan thermique négatif. Sur l’Océan Glacial Arctique et ses bordures les températures connaissent une forte amplitude saisonnière mais sont constamment négatives (tabl. 2).

J

F

M

A

M

J

J

A

S

0

N

D

p-1

-33,6

-36,2

-32,3

-28,2

-10,4

-1,8

-0,1

-1,5

-10,1

-19,4

-28,1

-33,1

P-2

-48,7

-50,2

-45,7

-40,8

-30,2

-10,6

-4,5

-11,9

-30,8

-41,1

-39,0

-49,6

B-1

-26,2

-27,7

-26,1

-17,9

-7,3

1,1

4,3

3,6

-0,8

-8,3

-17,4

-23,6

B-2

-47,2

-48,9

-46,7

-41,1

-27,8

-13,3

-5,6

-6,7

-17,2

-28,3

-40,0

-48,3

0-1

-25,6

-25,0

-27,8

-22,2

-10,0

-1,7

1,1

0,0

-3,3

-10,6

-18,9

-25,0

0-2

-46,7

-47,2

-45,6

-40,0

-26,7

-10,6

-4,4

-8,3

-17,8

-31,1

-35,6

-41,7

Tableau 2 : Température moyenne mensuelle en °C : 1, et Température minimale extrême en °C : 2 dans l’Arctique : P : Pôle Nord : à partir d’observations faites entre 75° et 85° N, période 1957-1959, B : Barrow (Alaska), 71° 18’ N, 156° 47’ W, 7 mètres, O : Ostrov Domashniy (Severnaya Zemla), 79° 30’N, 91° 08’ E, 3 mètres (d’après Vowinckel et Orvig, 1970).

Photo 1 – a et b – Un AMP « exemplaire » : le 28 avril 1986 sur l’Atlantique nord, 12 h TU, Météosat, a : VIS et b : 1R (CMS-Lannion). Un AMP de trajectoire américaine entré sur l’Atlantique au sud du Groenland est remarquablement dessiné par les formations nuageuses (air environnant humide) ; l’image IR montre que le soulèvement de l’air sur le pourtour de l’AMP augmente en direction du nord (l’infrarouge révélant le développement vertical des nuages, les nuages gris concernant les basses couches, les nuages blancs, à sommet froid, s’élevant vers les couches supérieures). Un AMP de trajectoire Scandinave couvre l’Europe centrale et tout en se déplaçant vers la Russie s’écoule sur sa face sud entre les Balkans et les hauteurs turques vers la Méditerranée orientale et le nord de l’Afrique. Entre ces deux puissants AMP, sur l’Europe occidentale, un autre AMP est arrêté au nord des Alpes dans son déplacement vers l’est, et s’écoule vers la Méditerranée occidentale entre Pyrénées et Alpes et au nord des Monts Cantrabriques vers l’Atlantique (voir photos 14 à 17 in chap. I-2-B).

Le pôle du froid en hiver, notamment en janvier-février, est situé sur l’archipel arctique canadien (Putnins, 1974). Ce pôle thermique est parfois situé sur le Groenland (en particulier en été avec une fréquence de 24 %), les 2 186 000 km² d’étendue élevée et glacée constituant une source permanente d’air froid (tabl. 3).

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

Tmoy

-36,4

-39,9

-35,8

-34,3

-18,7

-12,7

-10,4

-11,2

-19,7

-31,9

-33,2

-37,5

Tableau 3 : Température moyenne mensuelle à Station Centrale, Groenland (3 000 mètres), d’après Putnins, 1974.

Sur le continent Antarctique, où l’hiver se produit en période d’aphélie, l’altitude et la réponse thermique de la glace expliquent les records de froid (tabl. 4).

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

PI

-28,8

-40,1

-54,4

-58,5

-57,4

-56,5

-59,2

-58,9

-59,0

-51,3

-38,9

-28,1

P2

-40,6

-56,1

-70,0

-72,2

-73,3

-76,1

-80,6

-77,2

-77,2

-67,2

-53,9

-38,3

V-l

-33,4

-44,2

-57,4

-65,7

-66,2

-66,0

-66,7

-68,4

-65,6

-57,4

-43,6

-32,7

V-2

-48,3

-64,0

-75,0

-81,8

-82,0

-83,0

-81,1

-88,3

-82,8

-75,7

-63,1

-48,0

Tableau 4 : Température moyenne mensuelle en °C : 1, Température minimale extrême en °C : 2 dans l’Antarctique : P : Pôle Sud : 90° S, 2 800 m, V : Vostok, 78° 28’ S, 106° 48’ E, 3 488 mètres, d’après Schwerdtfeger, 1970.

Refroidissement et tassement de l’air élèvent la pression en surface, mais on n’observe pas en permanence au-dessus des pôles un dôme de hautes pressions polaires, ni à l’échelle synoptique, ni à l’échelle des moyennes. Sur l’Arctique la pression moyenne atteint 1024 hPa entre Alaska et Sibérie orientale en janvier, et 1017 hPa en juillet au-dessus du pôle nord (Triplet et Roche, 1988). Ces valeurs moyennes de la pression sont relativement faibles lorsqu’on les compare :

• D’une part à la moyenne des pressions réellement observées au centre des anticyclones par Serreze et al. (1993) au nord de la latitude 65° N (tabl. 5) :

mois

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

hPa

1 033

1 034

1 033

1 031

1 029

1 023

1 022

1 023

1 024

1 026

1 030

1 031

Tableau 5 : Pression centrale moyenne dans les anticyclones arctiques (période 1952-1988), d’après Serreze et al., 1993.

• D’autre part aux puissances réelles des anticyclones dans le bassin arctique :

— en hiver les anticyclones sont plus puissants, leur pression est supérieure à 1035 hPa, pouvant dépasser 1050 hPa, principalement sur la Sibérie (au nord des Monts Verkhojansk) et sur l’Alaska/Yukon, les pressions étant encore comprises entre 1025 et 1034 hPa sur l’Arctique central, le Groenland et la Sibérie occidentale,

— en été les anticyclones sont de moindre puissance qu’en hiver, on les observe sur la Sibérie septentrionale, et surtout sur la mer de Beaufort où l’on relève les pressions les plus fortes, supérieures à 1025 hPa.

La genèse des AMP

Le froid polaire est régulièrement exporté, de manière discontinue, par le détachement d’imposantes masses d’air dense. L’air froid, pelliculaire puisqu’il est associé à l’influence thermique du sol et à l’affaissement puis étalement qui résultent du refroidissement, est éjecté des régions polaires comme une goutte d’eau qui se détache lorsqu’elle atteint une masse critique ou comme un iceberg qui se détache d’un inlandsis, sous la forme d’anticyclones mobiles, sous l’impulsion combinée de l’augmentation de la masse refroidie, de la force centrifuge et de la pente (Antarctique et Groenland). Le départ d’un AMP laisse un vide, une dépression momentanée, dont l’attraction accélère le transfert d’air chaud vers la zone polaire ; le refroidissement de l’air advecté régénère ensuite rapidement des hautes pressions de basses couches qui constituent un nouvel AMP. Les mouvements sont inversés en fonction des niveaux : dans les basses couches le transport en masse d’air froid s’éloigne du pôle, tandis qu’au-dessus, en compensation, l’air chaud se dirige vers le pôle. Entre ces deux trajectoires (c’est-à-dire au-dessus d’un AMP), un niveau d’inversion de vent et de température est situé en moyenne vers 1 500 mètres au-dessus de la surface du sol dans l’Arctique, où comme le soulignent Vowinckel et Orvig (1967) : « l’inversion est maintenue dans sa position moyenne et dans son intensité à la fois par le refroidissement en surface et par la subsidence, aussi bien que par l’advection d’air chaud au-dessus ». Sur le Groenland, et surtout sur l’Antarctique, la pente accélère le départ de l’air froid. Sur ce dernier « les vents catabatiques sont un trait constant de la basse troposphère » (Parish et Bromwich, 1991), le relief dispersant l’air froid dans toutes les directions du centre de l’inlandsis vers l’extérieur, souvent par des vents d’une extrême violence. La même superposition de flux de directions différentes est observée, mais à un niveau plus élevé, vers 3 000 mètres, en raison de l’altitude de la surface (White et Bryson, 1967).

La formation d’AMP au-dessus de l’Arctique se réalise de manière continuelle (tabl. 6) : avec un total moyen de 329 AMP au cours de l’année, 1 AMP naît chaque jour (ou presque, la fréquence moyenne établie sur 5 années étant de 1 AMP par 1,1 jour), en toutes saisons, avec une fréquence un peu plus élevée en hiver. Mais plus que par leur fréquence, les AMP hivernaux se caractérisent par leur plus forte puissance, et leur dimension plus importante.

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

An

Fréquence

Moy.

27,2

26,4

30,0

28,4

33,0

29,4

29,8

24,4

26,0

25,2

24,0

24,8

328,6

1/1,1j

Tableau 6 : Nombre moyen d’AMP formés au-dessus du bassin Arctique de 1989 à 1993, d’après les travaux du Laboratoire de Géographie Physique : LGP, à partir des cartes du Bulletin Météorologique Européen : BME. (Guimard, Mollica, Moreau, P. de La Chapelle, Reynaud.)

Les trajectoires des AMP

Éjectés de l’Arctique ou de l’Antarctique, les AMP forment des masses mobiles pelliculaires, des lentilles d’air dense relativement homogènes, ou des palets plus ou moins élastiques de faible épaisseur mais de vaste dimension, d’un diamètre moyen d’environ 2 000 à 3 000 kilomètres. Ils se déplacent d’une manière générale d’ouest en est, avec une composante méridienne qui les éloigne progressivement des pôles. Les dynamiciens (qui accordent la primauté aux couches supérieures) ne proposent pas d’explication à leur déplacement, étant entendu qu’il est inconcevable qu’un quelconque phénomène ondulatoire d’altitude puisse contraindre à le suivre une masse anticyclonique de basses couches de forte densité et de grande extension. Mais les anticyclones de basses couches se déplacent effectivement, et seule cette réalité (cf. photo 1) est à prendre en considération.

L’affaissement progressif de l’air au-dessus des pôles dans le vortex polaire qui tourne d’ouest en est, solidarise progressivement l’air de plus en plus froid et dense avec la rotation de la Terre. Le même sens de rotation, de sens direct c’est-à-dire inverse des aiguilles d’une montre, est adopté par les glaces de la banquise arctique. La proximité de l’axe de rotation de la Terre confère à cette masse d’air polaire la valeur maximale du tourbillon planétaire (qui est au pôle égal au tourbillon de la Terre). Selon le principe de conservation du tourbillon absolu, sachant que le tourbillon local diminue du pôle en direction de l’équateur, le tourbillon propre de la masse en mouvement est supérieur au tourbillon local : le tourbillon relatif (différence entre tourbillon planétaire et tourbillon local) étant positif, le déplacement s’effectue grossièrement d’ouest en est (ce qui signifie que l’anticyclone mobile se déplace dans l’espace plus vite que la surface de la Terre).

Cet avantage sur la rotation de la Terre en direction de l’est n’est pourtant que passager, et il s’épuise progressivement puisque la circonférence des parallèles augmente en s’éloignant des pôles. L’excédent de vitesse relative de l’AMP diminue ainsi lentement, jusqu’à se trouver en équilibre avec la vitesse de rotation (AMP immobile), voire à s’inverser (déplacement vers l’ouest de l’AMP), si d’autres facteurs ne sont pas intervenus auparavant. Dans le même temps, en raison de l’équation de continuité (ou de conservation de la masse) selon laquelle « la masse de l’air contenu dans un volume limité par une surface fluide fermée reste constante au cours du mouvement de ce volume » (Triplet et Roche, 1988), l’étalement de l’air (c’est-à-dire, divergence et subsidence) à l’intérieur d’un AMP, augmente la surface de frottement et contribue à diminuer la vitesse.

Les conditions dynamiques du déplacement des AMP varient en fonction de la saison et du substratum survolé. La variation saisonnière dépend du déficit thermique polaire : en hiver les AMP ont une plus forte puissance et leur trajectoire se déporte davantage vers le Tropique, en été leur puissance est moindre et leur trajectoire s’éloigne moins rapidement du pôle. Les océans offrent en permanence un espace sans entrave à leur déplacement, et c’est ainsi au-dessus d’eux que sont observées les vitesses les plus rapides. C’est dans les latitudes australes essentiellement océaniques, où les navigateurs ont reconnu les quarantièmes rugissants, les cinquantièmes hurlants, et les soixantièmes furieux, que les AMP qui dévalent violemment de l’Antarctique se manifestent avec le plus de régularité et le plus de vigueur (photo 2).

Photo 2 – Le 14 décembre 1995 sur le Pacifique sud, GOES 7, VIS (d’après Explorer Arc NASA). L’AMP « A » offre un exemple des AMP gigantesques qui dévalent de l’Antarctique. L’AMP « B » arrêté par la barrière des Andes s’écoule vers le nord-ouest.

Les continents perturbent fortement ces conditions dynamiques, par accroissement du frottement, et surtout par la présence des reliefs. L’air froid (en valeur relative ou absolue), est dense et inapte à s’élever. L’influence de l’orographie est fonction de sa propre altitude et de l’épaisseur des AMP, comme de la direction de leur déplacement et de l’orientation des reliefs. Le relief agit ainsi à différentes échelles :

• en divisant simplement un AMP, qui entoure un relief peu étendu et se reconstitue après,

• en découpant un AMP et en déviant un fragment d’importance variable dans une autre direction (photos 3 et 4),

• ou bien, comme les alignements continus des Rocheuses, des Andes ou des hauteurs asiatiques de l’Anatolie-Taurus jusqu’à l’Himalaya-Tibet, en bloquant et en canalisant la masse entière des AMP, et en déterminant de vastes unités de circulation.

Photos 3 et 4 – Interférence entre les Alpes et les AMP (d’après Météosat, VIS, 12 h TU, CMS-Lannion). Le 27 janvier 1986 un AMP descend vers l’Europe centrale, sa façade méridionale étant arrêtée par les Alpes (dont les sommets couverts par la neige sont nettement visibles). Un autre AMP puissant le suit sur l’Atlantique (voir photos 46 et 47, in II-4). Sur la face arrière du premier AMP un écoulement intense d’air froid (mistral) se produit vers la Méditerranée occidentale entre les Pyrénées et les Alpes. La progression générale vers l’est, le 28 janvier 1986, amène cet AMP à contourner la barrière alpine par le nord : une brusque coulée froide (bora) déferle alors entre les Alpes et les Chaînes Dinamiques vers la Mer Adriatique puis la Méditerranée orientale. Ces deux fragments d’AMP soulèvent devant eux l’air méditerranéen plus chaud et humide et le dirigent vers le nord.

Dans l’hémisphère sud (fig. 5), l’éjection rapide et violente de l’air froid est favorisée par la pente du continent antarctique, la dispersion se réalisant dans toutes les directions. Les Andes, rencontrées dès 55° S, deviennent infranchissables au nord de la latitude 40° S, les AMP rencontrent l’Afrique australe à partir de 35° S, et après le vaste espace de l’Océan Indien méridional les hauteurs orientales de l’Australie vers 38° S. Une puissance orographique comme celle des Andes n’est pas indispensable, comme le montre l’exemple de l’Afrique australe. L’altitude moyenne du plateau sud-africain est de l’ordre de 1 500 mètres, le Grand Escarpement qui le borde dépasse 2 000 mètres. L’épaisseur des AMP étant nettement inférieure à ces valeurs, un AMP qui parvient dans la région du Cap est carrément coupé en deux parties, l’une s’écoulant vers le nord au pied de l’Escarpement namibien, l’autre remontant sur les côtes du Natal vers le Canal du Mozambique (photos 5 à 7), où la Grande Île opère une nouvelle scission (photo 8). L’intervention des reliefs, précoce pour les Andes et se réalisant ensuite sur les marges de la zone tropicale, détermine trois espaces aérologiques : pacifique, atlantique et indien-australien.

FIG. 5 – Trajectoires des Anticyclones Mobiles Polaires et circulation résultante dans les basses couches de la troposphère : hémisphère sud.

Photos 5 à 7 – AMP coupé et canalisé par l’Afrique australe du 12 au 16 octobre 1986 (d’après Meteosat Image Bulletin, ESA, VIS, 12 h TU).

Photo 8 – AMP coupé et canalisé par Madagascar le 4 juillet 1992, Météosat, VIS (d’après IONIA, ESA/ESR1N). La rotation anticyclonique dans l’AMP amène l’air polaire vers l’escarpement oriental et provoque le contournement de l’île par le sud. L’air de l’AMP remonte directement dans le Canal de Mozambique en direction de la Tanzanie et du Kenya.

Dans l’hémisphère nord (fig. 6) le relief du Groenland répartit les trajectoires dès le départ. Le Groenland s’étend entre les latitudes 83° N et 60° N, et sa partie centrale s’élève jusqu’à 3 230 mètres (son altitude moyenne étant de 2 135 mètres). Il écrête le mouvement tournant et descendant de l’air du vortex arctique, et avec les hauteurs de l’île d’Ellesmere, il force le départ préférentiel des AMP sur l’Amérique du Nord, et (sauf descente directe d’air du Groenland) ne leur permet de rejoindre l’Atlantique qu’au sud de la latitude 60° N.

FIG. 6 – Trajectoires des Anticyclones Mobiles Polaires et circulation résultante dans les basses couches de la troposphère : hémisphère nord.

Trois grands espaces se dessinent, en fonction des trajectoires imposées aux AMP.

• L’espace Amérique du Nord (à l’est des Rocheuses)/Atlantique/Europe occidentale et Méditerranée occidentale. Dans cet espace dynamique la circulation dépend de l’intervention immédiate du Groenland qui envoie sur le Canada un nombre élevé d’AMP : environ 1 AMP arctique sur 2 (tabl. 7), ces AMP étant souvent gigantesques et pouvant couvrir momentanément l’ensemble de l’Amérique du Nord.

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

An

Fréquence

Moy.

15,0

12,2

13,6

11,4

16,2

12,4

13,2

13,6

12,2

12,4

11,2

16,6

158

1/2,3 j

Tableau 7 : Nombre moyen (1989-93) d’AMP empruntant la trajectoire « américaine » : écoulement à l’ouest du Groenland, sur l’Amérique du Nord, puis sur l’Atlantique nord (d’après LGP).

Les Rocheuses forment un rempart infranchissable, la trajectoire principale vers l’Atlantique se situe entre la Terre de Baffin, le Groenland et le nord des Appalaches, ces dernières canalisant une partie de l’écoulement vers le Golfe du Mexique, notamment en période hivernale (photo 9). La plus grande partie de l’air polaire advecté reste dans l’espace atlantique, les possibilités de fuite se situent : au nord des Alpes vers l’Europe centrale, vers la Méditerranée occidentale, et vers l’Afrique septentrionale au sud de l’Atlas en hiver lorsque les AMP ont une trajectoire plus méridionale.

Photo 9 – Le 5 septembre 1979 sur l’Amérique du Nord et l’Atlantique, GOES EST, 15 h 30 TU, VIS (CMS-Lannion). À l’est du Groenland l’AMP A se dirige vers l’Europe. Derrière lui l’AMP B quitte l’Amérique du Nord par les Provinces Maritimes canadiennes en direction de l’Atlantique. Sur le continent l’AMP C est réchauffé et affaibli. Entre les AMP B et C, sur le littoral oriental, la dépression D est bien alimentée en air humide. Sur le Canada et l’Arctique se développe le nouvel AMP E qui descend vers le sud-est, les AMP B et E faisant tous les deux remonter sur leur face avant l’air humide vers la Baie de Baffin.

• L’espace Europe centrale/Asie occidentale/Méditerranée orientale/Afrique septentrionale-Arabie. Cet espace est alimenté par des AMP de trajectoire « Scandinave » (tabl. 8) à laquelle s’ajoutent des AMP « russo-sibériens ».

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

An

Fréquence

Moy.

5,4

5,2

6,6

6,6

9,4

8,4

6,8

4,0

6,8

8,6

6,4

4,8

79

1/4,6 j

Tableau 8 : Nombre moyen (1989-93) d’AMP empruntant la trajectoire « Scandinave » : écoulement à l’est du Groenland, vers l’Atlantique nord-est et/ou l’Europe, d’après LGP.

Certains AMP scandinaves descendent directement vers l’Europe occidentale, en partie canalisés par le versant ouest des Alpes scandinaves. Mais avec les trajectoires russes, la plupart se dirigent vers l’Europe centrale (photo 10).

Photo 10 – Un exemple de trajectoire « Scandinave », de l’Arctique jusqu’à la Mer Noire, le 7 septembre 1993, Météosat, VIS (d’après IONIA, ESA/ASRIN). Deux AMP successifs, le second s’intégrant dans le premier et le renforçant, franchissent mais surtout contournent par l’est le relief Scandinave et descendent vers l’Europe centrale. La face avant de l’AMP1 est bloquée par la Chaîne Pontique (Turquie) et par le Caucase, une part importante de l’air transporté s’écoule à l’ouest de la Mer Noire entre les hauteurs turques et les Balkans vers la Méditerranée orientale.

Les AMP se dirigent, d’une part en direction de la Mer Noire (canalisés par la chaîne de l’Oural) et vers le bassin oriental de la Méditerranée, ou d’autre part vers la cuvette du Touran occupée par les mers Caspienne et d’Aral, dont il est ensuite difficile de sortir puisque la cuvette est ceinturée sur trois côtés par de hauts reliefs. Ce très vaste espace est divisé par la ligne continue de reliefs qui s’alignent de l’Anatolie-Taurus jusqu’aux hauteurs de l’Himalaya-Tibet. Ce barrage orographique est complété vers le nord par le Tian-Shan qui prolonge l’Hindou-Kouch/Pamir, puis au nord de l’ensellement de la Dzoungarie, par le massif de l’Altaï, les monts Saiansk et les hautes terres de Mongolie. Des sorties difficiles sont possibles, au nord de 55° N vers la Sibérie orientale, par la Dzoungarie vers le désert de Gobi, ou au sud par déversement au-dessus des ensellements du plateau iranien vers la mer d’Oman. Dans la partie sud, les AMP parvenus sur le bassin oriental de la Méditerranée poursuivent leur route vers l’Afrique septentrionale, et au sud des hauteurs turco-iraniennes par la péninsule arabe vers le nord de l’Océan Indien.

• L’espace Asie orientale/Pacifique nord/côte occidentale de l’Amérique du Nord. Les AMP sibériens, très puissants en hiver, pénètrent sur la Sibérie orientale par la dépression de la Léna entre les hautes terres sibéro-mongoles et les monts de Verkojansk, reçoivent le renfort des fragments d’AMP passés par la Dzoungarie et le désert de Gobi, et atteignent le Pacifique en passant sur la Chine du Nord et le Japon (tabl. 9).

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

An

Fréquence

Moy.

10,6

7,8

11,8

11,6

10,4

7,8

7,6

7,0

9,8

9,8

9,2

10,4

113

1/3,2 j

Tableau 9 : Nombre moyen (1989-93) d’AMP empruntant la trajectoire « pacifique » : écoulement sur la Sibérie orientale et la Chine vers le Pacifique (d’après LGP).

Ils reçoivent le renfort des AMP qui sortent du bassin arctique par le détroit de Béring (photo 11). Les AMP pacifiques qui parviennent sur la côte occidentale de l’Amérique du Nord sont bloqués par les Rocheuses et déviés vers le sud.

Photo 11 -– Le 28 septembre 1995, GMS 5, VIS (d’après Explorer Arc NASA). Cette image montre les deux trajectoires suivies par les AMP de l’Asie vers le Pacifique nord : la trajectoire nord par la Sibérie orientale et la mer d’Okhotsk et/ou la mer de Béring, et la trajectoire sud par la Chine qui se manifeste ici par deux puissantes pulsations successives.

Dans ces espaces aérologiques les reliefs créent des goulets d’étranglement, dans lesquels le transport en masse par les AMP est relayé par l’écoulement linéaire (concentré) de vents, souvent violents (effet Venturi). De l’Europe centrale, en direction de la Méditerranée orientale, par exemple, soufflent ainsi, en contournant les Balkans ou en les traversant, les vents étésiens (du grec etêsioi anemoi, c’est-à-dire vents annuels), meltemi, vardar, struma, ou buria. Ces espaces aérologiques délimités par le relief sont souvent hermétiques pour l’air froid, mais des communications sont possibles, par exemple sur l’Europe occidentale où peuvent arriver des AMP atlantiques et scandinaves. À la rencontre de deux trajectoires, les interférences sont conditionnées par les densités respectives, l’AMP le plus récent, le plus froid, bénéficiant de l’avantage conféré par sa densité relative, pour dévier, bloquer, voire soulever et disperser l’air de l’AMP moins dense.

Champ de vent associé à un AMP

Au cours de son déplacement l’avantage de la densité (air froid, de manière absolue ou relative) permet à l’AMP d’écarter et de soulever devant lui les flux chauds (c’est-à-dire moins denses que lui), flux chaud (de manière relative ou absolue) qui peut provenir de la face arrière de l’AMP précédent plus ou moins réchauffé, et/ou de la déviation d’un flux tropical ayant connu une évolution plus longue.

L’observation montre que tant que l’AMP possède l’avantage de la densité, avantage qui est constamment remis en question tout au long d’une trajectoire, le processus d’établissement du champ de vent peut-être schématiquement décomposé ainsi :

• L’avancée de l’anticyclone de basses couches provoque d’abord la « fuite » ou la déviation du ou des flux environnant(s), puis le soulèvement de ce(s) flux sur la face avant de l’AMP (face avant déterminée par le sens du déplacement). L’AMP agissant de façon mécanique l’intensité du soulèvement est fonction de la puissance de l’AMP, de son dynamisme, et aussi du contraste thermique entre l’AMP et le flux antérieur, un air chaud ayant naturellement tendance à s’élever. La figure 7a-1 exprime ce contraste plus marqué sur la façade méridionale d’un AMP boréal et la naissance de la dépression initiale provoquée par l’AMP, au lieu du maximum de contraste de densités, dans l’axe du déplacement de l’AMP (et/ou des directions diamétralement opposées entre l’AMP et le flux environnant).

• Le soulèvement de l’air chaud sur la face avant de l’AMP provoque une baisse de pression dans les basses couches et la formation d’une dépression dynamique, dont le creusement est fonction de l’intensité de l’ascendance.

• La dépression organise alors la circulation de basses couches selon la rotation cyclonique. Sur la face nord (fig. 7a) de la dépression l’air environnant est dirigé vers la façade avant de l’AMP (front). L’intensité du soulèvement et la baisse de pression résultante entraînent la remontée progressive de la dépression en direction du nord : à condition que l’alimentation en air dévié ne soit pas interrompue la dépression initiale se transforme alors en un couloir dépressionnaire périphérique, plus creusé sur la face avant de l’AMP.

• Au fur et à mesure que le couloir dépressionnaire s’organise, le flux dévié de sens cyclonique qui se dirige vers le nord (fig. 7a-2) est plaqué sur la face avant de l’AMP, d’abord par le déplacement d’ensemble vers l’est, et ensuite par la direction du vent géostrophique, dont la résultante est de sens contraire au déplacement en masse de l’AMP. La trajectoire cyclonique du flux dévié se dirige vers l’ouest dans l’hémisphère nord et dans l’hémisphère sud (fig. 7b). Cette composante dynamique augmente ainsi l’efficacité de l’ascendance mécanique et thermique (densité) provoquée par la face avant. Un AMP épais, puissant et rapide est ainsi entouré de pressions très creusées et de fortes ascendances, et d’une intense circulation cyclonique d’air chaud dévié vers le pôle.

• Lorsque le flux dévié dépasse le barrage aérologique constitué par la façade antérieure de l’AMP, la force géostrophique peut alors s’exprimer librement. La voracité ou rotationnel entraîne la formation d’un tourbillon (ou vortex) dont le centre est dépressionnaire en raison de la convergence et de l’ascendance résultante.

En fonction de la force géostrophique égale à : 2 m Ω v sin L (m = masse, Ω = vitesse angulaire de rotation de la Terre, v = vitesse, L = latitude), l’intensité de la vorticité et des mouvements ascendants et donc le creusement de la dépression ou cyclone dépendent de :

— m, c’est-à-dire de la masse du flux dévié, cette quantité d’air dévié dépendant elle-même de la vigueur du facteur responsable de cette déviation et donc de la puissance de l’AMP,

— v, c’est-à-dire de la vitesse du flux dévié, qui dépend elle-même (sauf condition géographique locale ou interférences entre AMP) de la puissance de l’AMP et de sa vitesse de déplacement,

— L, c’est-à-dire de la latitude, nulle à l’équateur (sin 0°= 0) et s’accroissant en direction des pôles où elle est maximale (sin 90°=1).

La vorticité augmente progressivement dans le couloir dépressionnaire avec la latitude vers le nord et/ou vers le sud (fig. 7b), couloir dépressionnaire dans lequel peuvent se déplacer des dépressions mobiles qui remontent en direction du cyclone pour s’y intégrer. Dans le cyclone la vorticité est d’autant plus intense que le flux dévié est lui-même intense, et donc que l’AMP est plus puissant.

• En raison de la latitude la vorticité dans la dépression fermée (vortex) est plus forte sur la face polaire et elle contribue en cours de déplacement à éloigner le vortex de l’AMP (cf. II-2). L’AMP se dirige vers le sud-est (fig. 7a) tandis que le cyclone associé se décale vers le nord-est. Dans le même temps le déplacement de l’AMP vers le sud améliore les qualités thermiques du flux dévié, et éventuellement ses qualités hydriques (donc énergétiques), et contribue à favoriser cet éloignement progressif en amplifiant l’ascendance (par libération d’énergie additive).

La dépression fermée (cyclone) est ainsi indissociable de l’anticyclone (AMP) qui a provoqué le soulèvement à l’origine de la dépression initiale et la déviation de sens cyclonique. Ses caractères (compte non tenu des conditions géographiques) sont étroitement dépendants de la puissance et de la vitesse de l’AMP et des qualités propres du flux dévié. Un AMP puissant et rapide est ainsi entouré de pressions très creusées et de fortes ascendances, et d’une intense circulation cyclonique d’air chaud dévié vers le pôle.

L’établissement (ainsi schématisé) du champ de vent associé à un AMP ne tient pas encore compte des interférences, inévitables, ni entre les AMP, ni avec le relief. Ce champ de vent est en outre modifié par les « rapports de force » qui changent constamment entre l’AMP et les flux environnants (cf. II-2).

Une circulation cyclonique précède l’AMP, qui provoque sur sa face avant un retour d’air chaud vers les pôles (fig. 7b).

Le tout (AMP, dépression périphérique, flux dévié et cyclone) se déplace vers l’est. Le champ de vent de surface associé à un AMP fait ainsi alterner en cours de déplacement, par exemple dans l’hémisphère nord :

• devant l’AMP, un flux dévié en direction du pôle à forte composante sud (sens cyclonique),

• puis un calme lors du passage de la ligne de confluence ou d’affrontement (front), les mouvements horizontaux étant remplacés par des mouvements verticaux ascendants,

• puis un flux à forte composante nord (sens anticyclonique) lors du passage dans l’AMP,

• et un nouveau calme au centre de l’anticyclone (subsidence et stabilité),

• puis à nouveau une composante sud à l’arrière de l’AMP, tandis que dans le vortex (cyclone) le vent peut souffler de toutes les directions.

FIG. 7a – Établissement du champ de pression et de vent associé à un AMP (hémisphère nord).

FIG. 7b – Vents et déplacement d’un AMP : schéma

Cette absence de stabilité de la direction du vent associée au passage d’un AMP montre qu’un vent moyen ou vent résultant (établi à partir de directions aussi variables) n’est pas sous ces latitudes représentatif de la circulation réelle de basses couches, qui est encore compliquée par l’intervention des facteurs locaux, notamment du relief, et/ou des brises. La résultante d’ouest, censée définir le vent des moyennes latitudes, qualifie en fait le déplacement de l’AMP, mais non les vents réels associés à ce déplacement.

Les AMP perdent progressivement leur dynamisme, et ils rencontrent aussi des facteurs plus puissants qu’eux, des AMP plus récents et plus froids, et surtout des reliefs qui imposent la formation d’agglutinations anticycloniques.

B. LES AGGLUTINATIONS ANTICYCLONIQUES (AA)

La perception statistique des phénomènes, fondée sur des moyennes de pression, est à l’origine de la reconnaissance de centres d’action : les hautes pressions subtropicales. On leur attribue couramment la responsabilité de la circulation tropicale (vents d’est) comme de la circulation tempérée (vents d’ouest), de l’existence des déserts tropicaux, ou de la séparation entre zones climatiques selon qu’elles laissent passer, ou pas, les échanges méridiens. Elles sont sans cesse évoquées pour expliquer le temps, notamment en France où l’anticyclone des Açores, personnage fondamental de la scène météorologique familièrement appelé l’anticyclone, en « se gonflant amène le beau temps, et en se retirant autorise l’arrivée du mauvais temps », à l’échelle synoptique comme à l’échelle saisonnière.

La réalité dynamique est très différente. Elle impose une réflexion préalable sur l’origine de ces hautes pressions, sur leurs caractères et sur leur rôle dans la circulation.

Le point sur les hautes pressions dites « pressions subtropicales »

Les hautes pressions dites subtropicales sont considérées comme un « élément-clé du champ de pression de surface » (Hastenrath, 1991), mais comme le jugeait Trewartha (en 1961) « leur origine n’est pas entièrement comprise ». C’est encore en grande partie vrai, plusieurs questions se posant sur : leur origine, leur situation géographique, leur division en cellules, leurs présumées « migrations » en latitude et en longitude, et leur mobilité interne.

Ces hautes pressions observées en surface sont généralement attribuées à des mouvements subsidents permanents, grossièrement situés au-dessus des latitudes 30° nord et sud, associés à la branche descendante des cellules de Hadley. Ces mouvements subsidents, la compression provoquant un réchauffement, ne peuvent toutefois expliquer, ni les valeurs atteintes par la pression de surface (l’air chaud étant léger), ni la température qui devrait être constamment chaude, alors que de basses températures sont souvent observées dans ces hautes pressions. Ces mouvements verticaux descendants, lents, ne peuvent non plus expliquer, à toutes échelles de durée, ni les brusques changements de temps qui se produisent aux latitudes considérées, ni la vigueur des alizés, ni leurs variations de vitesse et notamment leurs accélérations parfois brutales. La subsidence est réelle, mais elle est de faible puissance, et compte tenu de la masse considérable qui transite à travers ces cellules anticycloniques pour alimenter la circulation tropicale, des mouvements descendants extrêmement puissants et rapides (et d’autant plus chauds) seraient nécessaires. Mais de telles intensités ne sont pas observées.

La disposition géographique des hautes pressions invalide l’hypothèse de l’alimentation d’altitude. Une ceinture zonale continue devrait en permanence exister vers 20-30° de latitude (en moyenne) dans chaque hémisphère. Mais à la « latitude de la subsidence permanente » on observe plutôt des cellules anticycloniques bien individualisées, chacune comportant des façades aux caractères climatiques très différents : à la même latitude on rencontre aussi bien le climat du Sahara ou de l’archipel du Cap-Vert, que celui des Antilles ou du Yucatan. La référence à un « bord subsident » des cellules, supposé rendre compte de ces particularités climatiques, n’explique pas pourquoi dans l’atmosphère libre et sans raison évidente, la subsidence devrait être plus intense sur des longitudes déterminées. Sur les façades orientales des océans tropicaux s’écoulent des courants marins froids, et la circulation d’alizé provoque des remontées d’eaux profondes (upwelling), entretenant des eaux fraîches à proximité du littoral. La présence de ces eaux fraîches est alors présumée responsable de la subsidence de l’air situé au-dessus. Mais cette « relation » simpliste contient sa propre négation : si la subsidence était renforcée sur l’ouest des océans on devrait alors y rencontrer (sous l’effet, de la compression) les températures les plus élevées, c’est-à-dire l’inverse de la relation proposée, et surtout de la réalité observée. La disproportion des échelles de phénomènes serait en outre considérable, le comportement thermique de l’océan étant inapte à provoquer les mouvements verticaux présumés (cf. fig. 4).

Le déplacement constant observé à l’intérieur des cellules anticycloniques (traduit par une onde de pression), d’ouest en est sur la façade tempérée, sur les océans comme sur les continents, et les modifications de puissance et d’étendue des hautes pressions, sont diversement interprétés. Pour Gentilli (1971), la grande mobilité observée dans l’hémisphère sud s’explique ainsi : « l’air subsident qui engendre la ceinture de hautes pressions et la divergence tropicale est subdivisé, à cause de l’effet Coriolis, en une série d’anticyclones migrateurs », hypothèse non-vérifiée qui n’expliquerait pas la migration, et qui ne pourrait s’appliquer qu’à des anticyclones chauds (ce qui n’est pas le cas). Les migrations en longitude et latitude des cellules subtropicales au cours de l’année, observées dans les moyennes de pression, ne sont pas encore très bien comprises comme le souligne Hastenrath (1991). On considère souvent ces centres d’action comme des entités indépendantes, de véritables personnages météorologiques, capables de se gonfler ou de se rétracter. Une telle personnification assimile l’explication du temps à de « l’animisme météorologique » ; il arriverait ainsi selon Choisnel (1991) que l’anticyclone des Açores n’occupe plus sa position normale saisonnière (il serait alors situé sur les îles britanniques), parce qu’il aurait « dérivé en quelque sorte vers le nord-est, ce qui est particulièrement anormal pour la saison d’hiver »… c’est le moins qu’on puisse dire.

Les hautes pressions subtropicales sont encore considérées comme une véritable barrière, plus ou moins étanche, voire comme un rempart anticyclonique, formant une limite fondamentale entre les circulations des zones tempérées et tropicale, qui apparaissent ainsi, de manière erronée, quasiment indépendantes l’une des autres. Cette barrière présumée (qui apparaît de manière implicite dans nombre de schémas de la circulation générale) serait même susceptible de conditionner et/ou d’interdire les échanges méridiens : ainsi de « fréquents échanges méridiens impliquent un affaiblissement des anticyclones », tandis qu’à l’inverse « une fréquence moindre des échanges méridiens implique un renforcement des cellules anticycloniques tropicales ». Cette conception est erronée à toutes les échelles de temps, de l’échelle synoptique à l’échelle paléoclimatique, puisque la réalité est exactement l’inverse.

L’origine de ces centres d’action anticycloniques n’est pas vraiment connue, parce que la vision statistique de phénomènes initialement définis à partir de moyennes de pression ne pose pas la question essentielle de savoir de quoi sont réellement faits ces anticyclones. Des ébauches d’explication ont pourtant été proposées : ainsi par exemple par Viaut (1942) qui a constaté que « cette sorte de rénovation de la ceinture de hautes pressions subtropicales par anticyclones polaires mobiles devenant stationnaires et chauds se produit régulièrement ». Le problème aurait été dès lors résolu, si l’AMP avait été individualisé et reconnu comme véhicule des échanges méridiens.

Transport méridien par les AMP et agglutination anticyclonique (AA)

Le déplacement des AMP ne peut se poursuivre indéfiniment vers l’est : l’étalement accroît la force de frottement, l’excédent relatif de vitesse par rapport à la surface de la Terre diminue, et le mouvement est progressivement ralenti. En raison des différences de dynamisme des AMP, et sans autre intervention que les dynamiques propres (donc au-dessus des océans), un AMP peut être rattrapé par l’AMP qui le suit : une fusion (partielle ou totale) en résulte. Les différences de puissance, de vitesse et de trajectoire entre les AMP, et/ou l’intervention continentale qui accroît le frottement, favorisent ce télescopage. Mais l’action la plus vigoureuse émane du relief qui, en fonction de son altitude et de l’épaisseur des AMP, freine, canalise, bloque et provoque l’emboîtement des AMP qui se succèdent.

Des barrières continues comme les Rocheuses (photo 12) ou les Andes (photo 13) arrêtent et dévient quasiment toute la masse des AMP (fig. 5 et 6).

Photo 12 – Le 14 décembre 1995, 22 h 30 UTC, VIS, GOES 7 (d’après Explorer Arc NASA). L’agglutination anticyclonique (AA) dite « des Hawaii » est formée de l’AMP « a » (encore identifiable et séparé de l’apport précédent par des lignes de pulsation) bloqué par les Rocheuses et s’étalant vers le sud. L’AMP « b » (descendu directement par la mer de Bering) vient le renforcer au nord, et à l’ouest par son extension « b’ ». L’AMP « c » venu d’Asie vient perturber cette agglutination (et en dévier une partie vers le nord) avant de s’y intégrer, au moins partiellement. Sur la façade sud de l’AA l’alizé maritime se dirige vers l’Equateur Météorologique (dans sa structure verticale EMV), remarquablement zonal et continu.

Photo 13 – Le 11 janvier 1996, GOES 8, VIS (d’après Explorer Arc NASA). À partir de 40° de latitude sud les Andes interdisent tout passage vers l’est pour l’air dense des AMP. L’air des AMP est ainsi canalisé, comme le nouveau renfort apporté par l’AMP « A », vers le nord au pied ouest du relief et s’étale sur l’océan vers le nord-ouest formant l’AA du Pacifique sud, dite « cellule de Pâques ». L’interférence d’un nouvel AMP avec l’agglutination forme (avant son intégration), comme sur la face avant de l’AMP « B » et sur la façade ouest de l’AA, une ligne de convergence momentanée (appelée South Pacific Convergence Zone). L’alizé issu de l’AA est canalisé vers le nord, en direction de l’Equateur Météorologique (EMV), faiblement dévié en mousson lors du passage de l’équateur géographique.

Mais l’interférence avec le continent peut se réaliser de manière plus complexe. Tel est le cas lors de la rencontre des AMP et de l’Europe occidentale, sur laquelle ils pénètrent d’abord aisément, mais les Vosges, le Jura, puis surtout les Alpes et la dorsale Cantabriques-Pyrénées forment ensuite sur la France un véritable « entonnoir » orographique. La compression qui résulte du blocage par les reliefs, le sens de la rotation anticyclonique au sein des AMP, l’orientation de l’alignement Pyrénées-Cantabriques qui forme un véritable tremplin vers l’ouest, rejettent vigoureusement en direction de l’Atlantique la plus grande partie de l’air transporté, c’est-à-dire à contre-courant du déplacement en masse habituel. Une autre partie de l’air contourne éventuellement les Alpes par le nord, une autre sous pression au fond de l’entonnoir (partiellement bouché par le sud-est du Massif Central) entre Alpes et Pyrénées, est éjectée vers le bassin occidental de la Méditerranée, sous forme de vents violents : cierzo dans la vallée de l’Ebre, tramontane au pied des Pyrénées et cers en Narbonnaise, bise et mistral dans la vallée du Rhône.

La situation du 27 avril au 1er mai 1986 (photos 14 à 17, et fig. 8) illustre la genèse de l’agglutination anticyclonique (AA) de l’Atlantique nord-est, dite « des Açores ». La fraction renvoyée vers l’Atlantique à partir du 29 avril, ici la plus importante, encore contenue et déviée vers le sud par le plateau ibérique et ses sierras, ainsi que par l’Atlas marocain, s’ajoute à la masse transportée par les AMP venant de l’ouest (trajectoire « américano-atlantique »), et éventuellement du nord (trajectoire « Scandinave » méridienne). L’AA de l’Atlantique nord-est reçoit ainsi selon la trajectoire « américaine » une moyenne de 12,4 AMP par mois, avec une fréquence plus élevée en hiver qu’en été, la moyenne de renouvellement étant de 1 AMP tous les 2,4 jours (tabl. 10) :

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

An

Fréquence

Moy.

14,6

13,4

13,2

12,4

13,4

12,2

11,6

11,4

11,6

11,8

12,2

13,8

151

1/2,4 j

Tableau 10 : Nombre moyen (1989-93) d’AMP « américano-atlantiques » entrant dans l’agglutination anticyclonique dite « des Açores » (d’après LGP).

Photos 14 à 17 – Évolution du 28 avril 1986 (15 h 30 TU) au 30 avril 1986 (09 h 30 TU). Météosat, VIS (CMS, Lannion).

FIG. 8 – Genèse de l’agglutination anticyclonique nord-atlantique, dite des Açores. Évolution du 27 avril au 1er mai 1986, d’après Météosat.

La figure 9 schématise la formation d’une agglutination anticyclonique favorisée par la rencontre d’un relief d’orientation méridienne. Sur la façade extratropicale, un couloir dépressionnaire peut encore se maintenir ouvert sur la face avant d’un AMP plus récent et/ou plus rapide. Une dépression peut alors occasionnellement, à l’échelle synoptique, se trouver à l’emplacement statistique d’une cellule anticyclonique. Au fur et à mesure de l’intégration d’un AMP dans celui qui précède, puis dans l’agglutination des AMP antérieurs, la dépression périphérique se réduit, puis se comble, la circulation cyclonique sur la face avant de l’AMP intrusif (flux dévié vers le pôle) se tarit progressivement, la stabilité anticyclonique s’affirme, les ascendances et les chances de pluie s’atténuent et disparaissent.

FIG. 9 – Agglutination anticyclonique et unité de circulation tropicale.

Progressivement, dans un champ de pressions élevées ne subsiste plus que la rotation anticyclonique, notamment lorsqu’un relief favorise la compression et la canalisation sur la façade orientale de l’AA. Au centre de l’agglutination domine par contre l’absence de vent : ce sont les calmes des « horse-latitudes », latitudes pénalisées par l’absence de pluie (sur les voiliers encalminés les chevaux, grands consommateurs d’eau, étaient alors sacrifiés). C’est à partir du moment où les composantes méridiennes alternées des vents associées aux AMP sont remplacées par un écoulement unique de sens anticyclonique que commence la circulation tropicale (alizé).

Les agglutinations anticycloniques océaniques et continentales

Le déplacement des AMP et leur ralentissement progressif en direction des tropiques, la rencontre des continents et de leurs reliefs et les conséquences sur l’écoulement en masse : déviation, décélération ou accélération locale, emboîtement, blocage et compression, forment des agglutinations anticycloniques constamment alimentées par les AMP. La stabilité anticyclonique et la divergence (étalement) dans les basses couches, la subsidence dans les couches supérieures (en moyenne vers les latitudes 20-30° N et S) qui coiffe l’AA de basses couches, la stratification entre les couches d’origines et de caractères différents, et l’éventuelle indigence du potentiel précipitable, caractérisent les agglutinations anticycloniques, océaniques et continentales.

Les agglutinations anticycloniques océaniques

Elles ont été définies statistiquement et alors désignées : « des Açores, de Sainte-Hélène, des Hawaii, de Pâques, et des Mascareignes ». Elles sont localisées sur la façade orientale des océans, à cause de la rencontre des obstacles continentaux par les trajectoires des AMP. L’AA du Pacifique austral est idéalement représentative : la cordillère des Andes ne se contente pas de former un barrage dès 50° S, infranchissable à partir de 40° S, mais elle s’incurve encore vers l’ouest au niveau du Pérou, en accroissant la compression et en freinant encore davantage l’écoulement vers le nord (fig. 5). De la même façon les Rocheuses forment une barrière efficace (à l’exception de trois passages difficiles), ainsi que le Grand Escarpement namibien, et arrêtent tout déplacement vers l’est à l’intérieur des AA dont l’air est canalisé vers l’équateur. Le relief australien est modeste, notamment l’alignement oriental (Great dividing range) peu vigoureux : la cellule de l’Océan Indien est ainsi comparativement moins bien individualisée. Sur l’Atlantique nord, le barrage orographique est moins efficace en raison des possibilités d’écoulement : au nord des Alpes, vers la Méditerranée, et sur l’Afrique au sud de la barrière de l’Atlas, notamment en période hivernale lorsque les trajectoires des AMP sont plus méridionales (fig. 6 et 8).

La « migration » saisonnière

Les AA connaissent une « migration » annuelle qui reflète la variation d’intensité des AMP.

Migration en latitude

• En période hivernale, le dynamisme accru des AMP s’accompagne d’un renforcement de la pression, d’un déplacement d’ensemble vers les Tropiques des trajectoires des AMP et des agglutinations anticycloniques, et d’une accélération générale de la circulation d’alizé dans l’hémisphère météorologique considéré. Les trajectoires méridiennes des AMP en période hivernale construisent des AA additives. Dans l’Atlantique nord, la cellule statistique dite « des Bermudes » traduit la descente directe d’AMP sur l’Amérique entre Rocheuses et Appalaches vers le Golfe du Mexique. L’immense espace pacifique nord est en fait, même en été mais avec une réduction notable de juin à septembre (Terada et Hanzawa, 1984), partagé entre deux AA, l’une à l’est dite « des Hawaii », l’autre à l’ouest dite « des Philippines » qui révèle la vigueur des AMP asiatiques descendant vers la Mer de Chine méridionale.

• En période estivale, la puissance des AMP est réduite, leur trajectoire moins méridienne éloigne les agglutinations du Tropique, et le dynamisme de la circulation tropicale est moindre. Les cellules anticycloniques apparaissent alors, dans les moyennes, mieux individualisées sur la façade orientale des océans, par diminution ou défaut à l’échelle synoptique des trajectoires directes d’AMP sur les façades ouest.

Migration en longitude

La « migration » en longitude des anticyclones statistiques n’est qu’apparente et n’est qu’un artifice des moyennes de pression : la disparition en été du prolongement occidental (cellule des Bermudes) de l’AA dite « des Açores », peut ainsi être interprétée comme un glissement vers l’est. Sur l’Océan Indien, en l’absence de barrière orographique vigoureuse, la translation du centre de la cellule dite « des Mascareignes » (en réalité, puisque l’observation se fonde sur des cartes de l’échelle synoptique, le cœur de l’AMP le plus puissant) est la plus importante, allant de 60° E à proximité de la Réunion en hiver austral, à 89° E en été austral (U. S. Navy, 1976 ; Taljaard et Van Loon, 1984). Cette variation ne signifie pas pour autant que la cellule (statistique) de hautes pressions migre réellement, mais elle révèle plutôt la vigueur en hiver austral des AMP qui remontent à l’est des côtes africaines et malgaches, et alimentent l’alizé maritime qui devient ensuite partiellement la puissante mousson indienne.

Les agglutinations anticycloniques continentales

Les AA ne sont pas seulement situées sur les océans, puisque leur existence est fonction des possibilités, permanentes ou saisonnières, de déplacement ou de blocage des AMP. Les hauts reliefs asiatiques interdisent ou rendent difficile tout transfert direct vers le sud et vers l’est. La cuvette du Touran, forme un véritable cul-de-sac pour tout AMP qui descend au sud de 55° N, et elle est donc anticyclonique aussi bien en hiver qu’en été. À l’est une issue étroite conduit par la Dzoungarie vers la Mongolie et le désert de Gobi. Une autre plus aisée, mais à contresens du mouvement des AMP, amène vers l’ouest au nord du Caucase le trop-plein de l’AA touranienne en direction de la Mer Noire et de la Méditerranée orientale. En période hivernale la plus forte épaisseur des AMP autorise un déversement de la partie supérieure de l’AA, entre l’Elbourz et les hauteurs afghanes, au-dessus du plateau iranien par l’ensellement du Dasht-e-Kevir, du Dasht-e Lut et du Seistan vers l’Océan Indien. Souffle alors le sansar, sarsar ou shamsir ou « vent glacé de mort ». En été la moindre épaisseur est compensée par la chaleur, et par l’attraction exercée par les dépressions du sud de l’Arabie et du Pakistan. Le seistan (du nom de la province traversée au sud-est de l’Iran), souffle alors avec force en direction du sud ; il est également appelé vent de 120 jours, s’établissant de fin mai-début juin jusqu’en fin septembre, c’est-à-dire pendant la période de mousson indienne, au-dessus de laquelle il s’élève.

Sur la Méditerranée l’air véhiculé par les AMP arrive sous pression, en raison du blocage préalable par les reliefs qui déterminent les couloirs de pénétration dans les basses couches. Vers le bassin occidental la canalisation s’opère entre Pyrénées et Alpes, entre Alpes et Alpes dinariques (bora), par les échancrures entre les sierras espagnoles et/ou se déverse en nappe au-dessus du plateau ibérique (surtout en hiver lorsque les AMP sont plus épais), la barrière zonale de l’Atlas interdisant tout écoulement direct à basse altitude vers le Sahara avant la Tunisie. Sur le bassin oriental de la Méditerranée les AMP qui s’écoulent entre les Balkans et l’Anatolie-Taurus, ont une trajectoire plus directe et sont ainsi puissants, notamment en hiver lorsque plus au nord les agglutinations continentales se dilatent et « débordent ». La pression est ainsi généralement élevée sur la Méditerranée et ses bordures, et les hautes pressions qu’on y rencontre, en raison de l’origine et des trajectoires des AMP qui les alimentent, forment une entité spécifique, et non une quelconque et hypothétique dorsale issue des Açores. Ces hautes pressions méditerranéennes débordent sur l’Afrique septentrionale, après les hauteurs de l’Atlas, et forment en données moyennes, une cellule dite « méditerranéo-saharienne » en été, et plutôt « saharienne » en hiver en raison du renforcement des AMP et de la translation générale vers le sud (Leroux, 1983). Plus à l’est l’écoulement des AMP, entre les hauteurs qui bordent la Mer Rouge et la dorsale Taurus-Zagros, forme en période hivernale l’AA saisonnière dite « arabe », qui alimente la circulation d’alizé sur le nord de l’océan Indien.

Extension d’une agglutination anticyclonique

En période hivernale le plus souvent, mais aussi en période estivale, en liaison avec un accroissement prononcé de fréquence et de puissance des AMP dans une région où se rencontrent des trajectoires, une agglutination anticyclonique peut s’étendre bien au-delà de sa zone statistique habituelle. Tel fut en particulier le cas au cours des hivers de 1988 à 1993 sur l’Europe occidentale, lorsqu’un couvercle anticyclonique s’est étendu au-dessus de l’Atlantique, de la Méditerranée et de l’Europe occidentale (Leroux et al, 1992,1994). Ainsi par exemple le 15 décembre 1988 sur l’Atlantique oriental et l’Europe, et au-delà de manière continue sur l’Asie jusqu’au Pacifique (fig. 10), on observe dans la configuration momentanée du champ de pression la présence de 4 AMP, jointifs mais bien individualisés : 2 sont des AMP de trajectoire américano-atlantique (A2 ayant précédé A4), 2 autres sont des AMP plus froids descendus directement à l’est du Groenland (trajectoire Scandinave), A1 le plus ancien, plusieurs fois réalimenté, notamment par A3 plus récent et plus rapide. L’agglutination anticyclonique continentale (AAc), elle-même constamment traversée par des AMP russo-sibériens, – la plus froide en son centre – bloque le déplacement zonal vers l’est des AMP scandinaves, qui arrêtent eux-mêmes ceux venus de l’ouest. Les AMP successifs s’emboîtent et glissent lentement vers le sud sur l’Atlantique et la Méditerranée puis sur l’Afrique septentrionale, renforçant les agglutinations qui les surmontent (AA dite « des Açores », et AA dite « saharienne »).

FIG. 10. – Situation en surface le 15 décembre 1988 à 00 h TU (d’après B. M. E.).

Europe

Méditerranée

Atlantique

décembre 1992

23 ; 74 %

3 ; 10 %

5 ; 16 %

janvier 1993

9 ; 29 %

19 ; 61 %

3 ; 10 %

février 1993

19 ; 68 %

0 ; 0 %

9 ; 32 %

mars 1993

15 ; 48 %

8 ; 25 %

8 ; 25 %

Total

66 ; 55 %

30 ; 25 %

25 ; 20 %

Tableau 11 : Position du centre de l’agglutination anticyclonique du 1er décembre 1992 au 31 mars 1993 : nombre de fois (jours) et fréquence en % (sur 121 jours).

Au cours de l’hiver 1992-93 le centre d’une AA très étendue ainsi formée s’est trouvé plus souvent sur l’Europe (tabl. 11), à la jonction des trajectoires atlantique et Scandinave des AMP. De telles aires anticycloniques immenses ont imposé des conditions quasi-désertiques, avec forte stabilité (et forte pollution urbaine), et absence de neige en montagne (cf. II-2). De longues périodes de stabilité anticyclonique sans pluie ont atteint :

— 77 jours en 3 périodes, la plus longue ayant duré 49 jours, en hiver 1988-1989,

— 86 jours en 4 périodes, la plus longue ayant duré 39 jours, en hiver 1989-1990,

— 52 jours en 4 périodes, la plus longue ayant duré 26 jours, en hiver 1990-1991,

— 111 jours en 5 périodes, la plus longue ayant duré 30 jours, en hiver 1991-1992,

— 105 jours en 5 périodes, la plus longue ayant duré 39 jours, en hiver 1992-1993,

Selon l’école dynamique, qui accorde un rôle prééminent aux niveaux supérieurs, une telle situation résulterait d’un « blocage dans les couches supérieures par une dorsale chaude d’altitude » considérée comme une « condition essentielle pour le maintien de la cellule de haute pression » (Besleaga, 1990). Une structure dans laquelle de l’air chaud surmonte une couche d’air froid est défavorable aux ascendances, donc à la pluie, c’est une évidence. Mais l’explication est incohérente : par quel processus physique (quel « miracle » encore) de l’air chaud peut-il constituer une condition, lorsqu’il est situé dans les niveaux supérieurs où la densité est considérablement plus faible, et comment peut-il expliquer la présence et le renouvellement de l’air froid, de forte densité, situé sous lui dans les basses couches ?

L’analyse attentive des trajectoires d’AMP et des conditions des interférences (Leroux, 1991 ; Leroux et al., 1992, 1994) explique de façon claire la genèse des agglutinations hivernales (tabl. 12 et photo 18), mais aussi estivales, sur l’Europe occidentale. Leur formation et leur maintien sont associés à des AMP de forte puissance, et/ou de fréquences supérieures à la moyenne, et/ou au blocage par des AMP méridiens de trajectoire Scandinave, plus denses et responsables d’une vague de froid.

Période

Durée

(jours)

total AMP fréquence

traj. amér.

traj. scand.

pression hPa

du 5 janvier au 22 février 1989

49

30

1/1.6 j

23

1/2,1 j

07

1/7,0 j

1 025 à 1 045

19 décembre 1989 au 25 janvier 1990

39

23

1/1,7 j

17

1/2,3 j

08

1/4,8 j

1 025 à 1 040

du 12 janvier au 7 février 1991

26

15

1/1,7 j

13

1/2,0 j

03

1/8,6 j

1 030 à 1 050

du 11 janvier au 9 février 1992

30

17

1/1,8 j

10

1/3,0 j

07

1/4,3 j

1 025 à 1 045

du 10 décembre 1992 au 10 janvier 1993

33

26

1/2,6 j

16

1/2,1 j

10

1/3,3 j

1 030 à 1 050

du 13 janvier au 20 février 1993

39

30

1/1,3 j

20

1/2,0 j

10

1/3,9 j

1 030 à 1 050

Tabl. 12 : Dynamique des agglutinations de longue durée sur l’Europe occidentale au cours des hivers de 1989 à 1993. Sont précisés : les périodes d’agglutination, leur durée, le nombre total d’AMP venus s’intégrer dans l’AA, le nombre d’AMP par trajectoire, américaine ou Scandinave, les fréquences (qui se lisent : 1 AMP par n jours), et les valeurs extrêmes des pressions observées au centre des AMP.

Photo 18 – Le 19 février 1996 (Météosat, VIS, 12 h 30 TU) une vaste agglutination anticyclonique formée par des AMP denses de trajectoires scandinaves et russes recouvre l’Asie, l’Europe, une partie de la Méditerranée et le nord-est de l’Atlantique. La rotation de sens anticyclonique et la canalisation entre l’Atlas et la Sierra Nevada provoquent un écoulement accéléré vers l’ouest sur le sud de l’agglutination. La façade occidentale de cet immense anticyclone, dense, interdit le passage vers l’est aux AMP américano-atlantiques dont l’air est dévié soit vers le pôle, soit vers le sud sur l’Atlantique.

En janvier 1995 de puissants et nombreux AMP ont provoqué des inondations de la Bretagne à l’Allemagne du Nord. Dans la moitié nord de la France, du 17 au 29 janvier la pluviométrie a atteint : 313,6 mm sur la Bretagne, 343,8 mm sur les Ardennes, 406,4 mm sur le Ballon d’Alsace, la normale a été dépassée de 5 à 9 fois et des records absolus (depuis 1949) de pluviométrie mensuelle en janvier ont été enregistrés dans 21 stations (Coudert, 1995). Les AMP responsables des intenses remontées d’air humide atlantique se sont ensuite agglutinés plus au sud sur l’Atlantique et la Méditerranée occidentale, en provoquant une intense sécheresse de longue durée sur la péninsule ibérique, le Maroc et les îles Canaries (tabl. 13).

stations

novembre 94

décembre 94

janvier 95

février 95

Mazo

8,6 mm

5,4 mm

4,5 mm

5,3 mm

Los Rodeos

11,8 mm

4,2 mm

10,6 mm

8,8 mm

Tabl. 13 : Pluies de l’hiver 1994-95 aux Canaries, à Mazo (île de La Palma) et à Los Rodeos (île de Tenerife) : total mensuel.

Le défilé incessant des AMP fait des agglutinations anticycloniques, permanentes, saisonnières ou temporaires, des zones-tampons des échanges méridiens, qui pondèrent la circulation extra-tropicale, avant d’écouler de manière assourdie l’air amené par les AMP vers les circulations d’alizé de la zone tropicale.

C. LA CIRCULATION TROPICALE

Le point sur la circulation tropicale

La circulation tropicale est connue, et plus ou moins bien définie, depuis longtemps : empiriquement depuis l’Antiquité sur les côtes de l’Océan Indien de l’Afrique orientale à la Malaisie où alternent les moussons, scientifiquement avant la circulation tempérée puisque la première carte des vents (océaniques) est celle des alizés établie par R. Halley en 1686 à partir des observations des navigateurs. Cette ancienneté explique sans doute pourquoi les définitions des flux tropicaux, à force de superposer ou d’emmêler leurs significations, sont devenues particulièrement ambiguës.

Les navigateurs, habitués aux directions très variables (associées aux AMP) des vents dans les régions tempérées, ont été impressionnés en pénétrant dans la zone tropicale par la « régularité » du vent, régularité notamment exprimée par le terme alizé (du vieux français alis, signifiant uni, lisse). Longtemps considéré (sous l’influence des marins) comme un phénomène uniquement océanique, l’alizé est le « vent du passage » vers l’Amérique : passato pour les ibériques, à l’origine de passat-wind en allemand (abrégé en passat), ou le « vent du commerce » pour les anglophones, trade-wind (plus couramment trades).

Les ambiguïtés sont mineures en ce qui concerne l’alizé, pourtant présenté de manière simpliste et erronée comme vent de nord-est dans l’hémisphère nord et de sud-est dans l’hémisphère sud, sauf lorsqu’il est désigné, à tort, mousson d’hiver. Les acceptions sont par contre très diverses en ce qui concerne la mousson, le terme mousson (monsoon, monsun), utilisé au singulier ou au pluriel, pouvant désigner, une saison, un flux ou un système de vents ;

— une saison, le vocable originel arabe mausim ou malais monsin ayant précisément cette signification,

— un flux « qui apporte la pluie », notamment en Inde, ou en Afrique, où l’on parle alors de pluies de mousson (mais comme le montre la Somalie en été la présence d’une mousson n’est pas forcément synonyme de pluie),

— un système de vents qui comporte un renversement de la direction dominante entre l’hiver et l’été ; dans cette hypothèse, l’année aérologique comporte deux moussons, une mousson d’été et une mousson d’hiver (cette dernière étant en réalité, c’est-à-dire génétiquement, un alizé).

La multiplicité des conceptions (succinctement évoquées) est responsable d’une utilisation abusive du terme mousson, qui distingue des vraies et des pseudo moussons, dans les basses couches mais aussi en altitude (chaque fois qu’il y a un renversement saisonnier de la circulation, voire une forte variation de direction), sous les Tropiques mais aussi en dehors de la zone tropicale et même dans l’Arctique. Des indices très divers et très variables (monsoon index) ont été en outre imaginés pour caractériser les régions de mousson, dans ce cas limitées au pourtour de l’Océan Indien : Afrique orientale, Asie du Sud, et Australie (Ramage, 1971 ; Das, 1986).

Les explications sont aussi variées que discutables. La plus répandue assimile la [ou les] mousson[s], notamment en Asie, à un mécanisme de brise à grande échelle, avec deux courants alternés : « le continent souffle en hiver, et aspire en été ». Cette conception thermique, déjà proposée par Halley (1686), très simpliste, reste néanmoins très vivace : « l’hiver, la dépression thermique est “remplacée” par l’anticyclone sibérien… l’air expulsé de cette cellule anticyclonique est un air très froid et sec. En subissant un effet de fœhn aux flancs de l’Himalaya, son humidité décroît encore tandis qu’il se réchauffe considérablement, ce qui donne finalement une masse d’air pratiquement sans nuages » (Triplet et Roche, 1988). La mousson d’hiver indienne serait ainsi issue de l’anticyclone sibérien…, la barrière tibéto-himalayenne serait alors franchie par l’air froid, avec effet fœhn sur l’Inde !

La multiplicité des acceptions et les insuffisances des explications imposent de définir les flux tropicaux selon des critères uniquement aérologiques, c’est-à-dire en fonction de la relation champ de pression/champ de vent.

Champ de pression et champ de vent sous les Tropiques

La zone tropicale est encadrée par les agglutinations anticycloniques (AA) nord et sud, entre lesquelles s’étire le couloir dépressionnaire zonal des basses pressions intertropicales (BPIT), occupé par l’Equateur Météorologique (EM), axe de symétrie vers lequel se réalise la confluence des transports effectués par les AMP boréaux et austraux. Elle connaît deux types de flux, qui sont uniquement tropicaux, l’alizé et la mousson. La distinction fondamentale concerne les trajectoires : l’alizé, de direction dominante est, ne franchit pas l’équateur géographique, la mousson de forte composante ouest le traverse. Ces flux s’inscrivent dans des champs de pression spécifiques, organisés dans les basses couches par des facteurs extra-tropicaux et tropicaux. Les AA, en fonction des conditions de l’alimentation extra-tropicale (saison, modalités d’écoulement), déterminent les circulations initiales d’alizés, séparées par des Discontinuités d’alizés (D. al) Les facteurs internes à la zone tropicale résultent du mouvement zénithal du soleil qui déplace les BPIT et l’Equateur Météorologique, amenant la déviation en mousson lorsqu’un alizé franchit l’équateur géographique.

Schématiquement, le champ de pression tropical présente deux topographies-types, symétrique ou asymétrique par rapport à l’équateur, qui combinent les facteurs dynamique et géographique (fig. 11) :

FIG. 11 – Champ de pression et champ de vent dans la zone tropicale : alizé et mousson.

• De part et d’autre de l’équateur se font face deux agglutinations anticycloniques, plus ou moins décalées en longitude l’une par rapport à l’autre en fonction des conditions géographiques. Entre les AA la pression décroît, et au fond du talweg équatorial (axe des BPIT) se situe l’Equateur Météorologique. Le caractère dépressionnaire du couloir médian et sa migration saisonnière dépendent étroitement de la dynamique des agglutinations : l’EM n’enregistre ainsi qu’une faible migration annuelle (et s’éloigne peu de l’équateur géographique). Cette topographie se rencontre principalement au-dessus des océans où se forment les AA majeures, le comportement thermique de l’eau n’autorisant pas de fort creusement du couloir dépressionnaire, de caractère essentiellement relatif et dynamique. Un tel champ de pression, dans lequel les lignes de flux sont parallèles aux isobares, est caractéristique de circulations d’alizés de part et d’autre de l’équateur.

• L’intervention du facteur thermique continental modifie cette disposition symétrique. Le mouvement zénithal du soleil déplace le maximum d’échauffement d’un Tropique vers l’autre (le déplacement théorique maximal étant de 46° 54’). Encore faut-il que le facteur thermique puisse affecter le champ de pression : ce n’est pas possible sur les océans où règnent les agglutinations anticycloniques et où le réchauffement n’est jamais excessif. Sur les continents par contre le couloir des BPIT est localement surcreusé et déplacé par des dépressions thermiques qui migrent, en entraînant l’Equateur Météorologique, avec plus ou moins de retard sur le mouvement zénithal. L’alizé issu d’une AA est ainsi amené à franchir l’équateur géographique à travers une déclivité transéquatoriale de pression qui oppose des hautes pressions dans un hémisphère à des basses pressions dans l’autre. La force de Coriolis ou force géostrophique (qui est fonction du sinus de la latitude) étant nulle à l’équateur, l’alizé initial traverse l’équateur sous l’effet de l’inertie et du gradient de pression. La pénétration progressive dans l’hémisphère opposé, vers l’axe de la dépression thermique qui s’éloigne de l’équateur, accroît la force géostrophique dont le signe est maintenant inversé : le flux est dévié vers l’est en mousson (photo 19), et les lignes de flux sont alors perpendiculaires aux isobares.

Photo 19 – Cette image (VIS) d’un des tout premiers satellites (ESSA 8, ASECNA, Dakar) du 11 novembre 1964 à 12 h TU, montre très nettement sur l’Atlantique le changement de direction de l’alizé austral, qui devient la mousson atlantique lors du franchissement de l’équateur en direction de la basse-côte de l’Afrique occidentale.

Une mousson est donc génétiquement le prolongement dans un hémisphère d’un alizé issu d’une AA de l’autre hémisphère, attiré par une dépression thermique dans l’hémisphère en été. L’appellation mousson d’été est donc un pléonasme. Elle rencontre le long de l’EM un alizé (continental) de l’hémisphère opposé, alizé dont l’aire d’extension est considérablement réduite.

Les images satellitales 20 et 21 à 23, du 18 au 20 mai 1995, soulignent l’absence de rupture dans l’écoulement (fig. 12) : les AMP s’agglutinent (notamment l’AMP 3 qui s’intègre le 20 mai dans l’AMP 1), et les lignes de pulsation qui rythment la progression des AMP sous les Tropiques, deviennent progressivement la circulation d’alizé, qui se transforme sur l’Atlantique équatorial en circulation de mousson se dirigeant vers l’Afrique occidentale.

Photo 20 – Le 19 mai 1995 sur l’Atlantique, à 12 h TU, Météosat, VIS, (UTIS, CRODT – ORSTOM, Dakar).

Photos 21 à 23 – Évolution du 18 au 20 mai 1995 sur l’Atlantique sud, à 12 h TU, VIS, Météosat (UTIS, CRODT-ORSTOM, Dakar).

FIG. 12 – Interprétation de l’image Météosat du 19 mai 1995 sur l’Atlantique et l’Afrique. Le tracé sur le continent est complété à partir des cartes synoptiques de l’ASECNA, Dakar.

La circulation tropicale est organisée, dans les basses couches en unités de pression et de vent individualisées sur une base topo-géographique. Ces unités sont aménagées en fonction de la disposition des océans et des continents, de l’orographie, des comportements thermiques du substratum (océan, forêt dense, continent…), qui donnent aux circulations d’alizés et de moussons leurs caractères particuliers.

L’alizé

Une circulation d’alizé est organisée en unité bien individualisée, entièrement comprise dans le même hémisphère géographique, unité qui ne concerne que les basses couches (fig. 13 et 14, et photos 24 à 27). Sur les figures 13 et 14 le transport en masse par les AMP, et dans les agglutinations anticycloniques, est nettement différencié des lignes de flux, le vecteur vent résultant (ou vent moyen) n’étant représentatif de la réalité que dans la zone tropicale.

FIG. 13 – Circulation tropicale et structure verticale zonale du vent en janvier.

FIG. 14 – Circulation tropicale et structure verticale zonale du vent en juillet.

Photos 24 à 27 – Évolution du 13 au 16 août 1986 sur l’Atlantique nord (d’après Meteosat Image Bulletin, ESA, VIS, 12 h TU). L’AMP « a » s’étale progressivement vers le sud-est en donnant naissance à la strate inférieure d’un nouveau flux d’alizé maritime. L’AMP « b » gêné dans sa progression vers l’est s’écoule sur l’Atlantique et s’agglutine à la partie nord de l’AMP « a ». L’AMP « c » vient s’intégrer à cette agglutination anticyclonique. À cette échelle synoptique le contour de « a », ou de « a + b », ne peut en aucun cas désigner « l’anticyclone des Açores » dont la définition est « statistique ». Cette évolution sur l’Atlantique nord montre la différence entre la perception moyenne, exprimée par les figures 13 et 14, et la réalité synoptique qui souligne que la circulation tropicale, loin d’être uniforme, est constituée d’unités de circulation successives et emboîtées, d’intensité et d’étendue variables.

On observe (à l’échelle moyenne) autant d’alizés que d’AA permanentes ou saisonnières, circulations séparées – en surface – par des Discontinuités d’alizés (D. al). Ces D. al sont souvent confondues avec des reliefs, notamment lorsque les reliefs sont méridiens comme les Rocheuses ou les Andes. Sur l’Afrique australe le Grand Escarpement fixe la D. al du Cap jusqu’au nord de l’Angola, sur l’Afrique occidentale la D. al bloquée sur une courte distance par l’Atlas devient ensuite libre de fluctuer à proximité du littoral, ou occasionnellement de s’enfoncer plus avant sur le continent (en hiver notamment). Sur l’est du Pacifique la D. al est d’abord fixée par le relief occidental mexicain, notamment par la Sierra Madre del Sur, puis se déplace sur l’océan en fonction des puissances respectives des alizés pacifique et atlantique.

Dans chaque unité de circulation, la rotation anticyclonique commande le sens de l’écoulement, avec une dominante est mais des directions variées : dans l’hémisphère nord par exemple l’alizé passe ainsi du N, au NE, puis à l’E, au SE et enfin au S en direction de la zone tempérée. Cette rotation est relativement constante, les écarts par rapport à la moyenne dépendant des nouvelles arrivées d’AMP dans l’AA. Les cartes de stabilité de la direction des vents (Mintz et Dean, 1952) montrent que la fréquence de directions réelles s’écartant de moins de 45° de la direction normale n’atteint 60 %, voire 80 %, que dans la circulation d’alizé. L’agglutination anticyclonique, zone-tampon des échanges méridiens, forme un réservoir d’air à redistribuer, et régularise l’écoulement tropical en pondérant sa vitesse par rapport à la circulation extra-tropicale. Paradoxalement, à l’échelle statistique, la vitesse moyenne du vent résultant n’atteint ainsi de valeurs élevées que dans la zone tropicale (Mintz et Dean, 1952). Ces valeurs moyennes résultent en fait de la très forte variabilité des directions dans les zones extra-tropicales (où les passages incessants des AMP font constamment varier les directions), les flux réels étant toutefois nettement plus violents, tandis que les flux tropicaux ont une vitesse moyenne plus faible mais une grande stabilité de direction à partir du moment où s’affirme la rotation anticyclonique et où naît l’alizé (fig. 9). L’écoulement le plus rapide est observé à l’est des agglutinations, notamment lorsque la proximité de l’obstacle orographique accélère le flux (effet Venturi), et la vitesse moyenne diminue progressivement en direction de l’Equateur Météorologique et/ou vers la façade occidentale de l’agglutination. Sur l’Atlantique nord tropical Delourme (1956) a observé un déplacement moyen en 24 heures, sur la façade orientale de 700 à 1 200 kilomètres (soit une vitesse de 30 à 50 km/h), au sud de l’agglutination de 500 à 600 kilomètres (soit 20 à 25 km/h), la vitesse étant encore réduite vers la façade occidentale tandis que la fréquence d’éventuelles pannes d’alizé augmente.

Les alizés

L’alimentation extra-tropicale, initialement froide (en valeur absolue ou relative), se tropicalise progressivement, la situation géographique de l’AA originelle et la nature du substratum survolé déterminant les caractères thermiques et hygrométriques des alizés. Se distinguent ainsi en fonction de la trajectoire suivie :

• L’alizé maritime (Al. m), qui couvre le plus d’espace tropical en raison de l’extension des surfaces maritimes et de la permanence des AA océaniques. Il se réchauffe lentement, l’amplitude diurne restant faible, mais il s’humidifie constamment, atteignant en fin de parcours la saturation. Le maximum de chaleur et d’humidité se produisent en fin d’été, en raison de l’inertie thermique du milieu maritime.

• L’alizé continental (Al. c) se réchauffe plus rapidement, l’amplitude diurne croît fortement, et son déficit de saturation augmente dans les mêmes proportions, sa forte capacité évaporatrice n’étant pas satisfaite.

Lorsque la nature du substratum change le long d’une trajectoire les caractères sont modifiés. Un alizé continental peut s’humidifier, comme en hiver boréal l’Al. c de la péninsule arabe (shamal) lorsqu’il parvient sur le nord de l’Océan Indien, ou le flux continental froid et sec issu des AMP asiatiques lorsqu’il débouche de la Chine sur le Pacifique. Un alizé maritime peut se continentaliser, comme les vents étésiens (sources d’un Al. m sur le bassin oriental de la Méditerranée) qui deviendront l’harmattan (Al. c torride et sec) sur l’Afrique septentrionale, ou comme l’Al. m de l’Océan Indien austral qui pénètre sur le plateau de l’Afrique du Sud, perdant d’abord une partie de son eau sur le Grand Escarpement du Zimbabwe et du Natal, et se réchauffant ensuite dans la cuvette du Kalahari, pour devenir Al. c sur les plateaux du Damaraland.

Lorsque le facteur orographique n’intervient pas pour imposer la formation d’une agglutination anticyclonique le passage de la circulation extra-tropicale à la circulation tropicale peut être beaucoup plus court : l’air transporté par un AMP devient directement un flux d’alizé. La photo 28 montre que le concept de « cellule des Mascareignes » n’est significatif qu’à l’échelle des moyennes de pression, les AMP défilant rapidement dans l’Océan Indien méridional en alimentant des circulations successives d’alizé maritime. Tel est aussi le cas dans le Pacifique nord au débouché des AMP asiatiques, ou dans l’Atlantique nord au débouché des AMP américains de trajectoire méridienne (cf. photos 40 et 43 in II-3), les cellules dites « des Philippines » d’une part et « des Bermudes » d’autre part n’ayant encore qu’une signification statistique.

Photo 28 – Le 5 septembre 1979,6 h 30 TU, VIS, GOES 1.0. (CMS-Lannion). L’AMP « A », par pulsations successives s’écoule vers le nord-ouest, formant le flux d’alizé maritime qui se dirige vers l’Afrique orientale en passant au nord de Madagascar et se transforme ensuite en mousson indienne. L’AMP « B », dont la face avant détourne vers le sud-est une fraction de l’alizé issu de « A », s’écoule par un autre flux d’alizé maritime (moins tropicalisé) vers le sud de Madagascar, le Canal du Mozambique et l’Afrique australe. L’AMP « A » a été précédé par un autre AMP maintenant sur l’Australie qui alimente un alizé continental s’humidifiant rapidement et se transformant en mousson (la mousson chinoise), tandis que l’AMP« B » est à son tour suivi par l’AMP « C ».

L’alimentation des AA par les AMP et la division en unités de circulation ne concernent que les basses couches. En raison de la juxtaposition des unités de circulation la Discontinuité d’alizés (D. al) de surface est couchée vers l’ouest par le flux d’est supérieur, et se transforme en Inversion d’alizé (I. al). Les coupes verticales zonales des figures 13 et 14, réalisées vers 15° nord, le long de l’équateur, et vers 15° sud, soulignent la complexité de la circulation organisée en unités (ou en cellules) dans les basses couches par le facteur géographique, et la relative simplicité qui s’impose au-dessus avec une circulation essentiellement zonale, qui surmonte l’inversion d’alizé de chaque unité. La strate inférieure d’un alizé « finissant » (réchauffé et évolué) passe alors au-dessus d’un alizé « naissant » (plus récent, plus frais et plus dense), s’intègre dans sa strate supérieure, et en modifie éventuellement les caractères initiaux.

Les circulations d’alizé sont donc formées de deux strates distinctes, qui prolongent la structure verticale de l’AA originelle, strates d’origines et de caractères différents séparées par une Inversion d’alizé, limite entre la strate inférieure turbulente et la strate supérieure subsidente :

• la strate inférieure, initialement peu épaisse et fraîche, voit son épaisseur augmenter vers l’ouest, et en direction de l’EM, avec la tropicalisation progressive (réchauffement et turbulence, dont l’intensité est fonction du substratum survolé),

• la strate supérieure, de direction dominante est, de moins en moins perturbée par le relief avec l’altitude, est formée d’air subsident, chaud, et sec (par compression adiabatique).

L’Inversion d’alizé est donc basse sur la façade orientale d’une AA, et élevée sur les façades équatoriale et occidentale, plus ou moins selon la nature du substratum survolé (cf. II-3).

La mousson

Le terme mousson désigne expressément un flux tropical (et non une saison), dont la trajectoire s’inscrit dans une déclivité transéquatoriale. Cette configuration oppose une cellule anticyclonique dans un hémisphère à une dépression thermique des BPIT dans l’autre. Une circulation de mousson peut donc s’établir partout en zone tropicale, sur les océans comme sur les continents. Mais sur l’océan l’EM s’éloigne faiblement de l’équateur, le couloir dépressionnaire est peu creusé, la déclivité est peu marquée et la déviation est faible. C’est sur les continents à cause du rôle attractif des dépressions thermiques qui s’éloignent fortement de l’équateur, que les flux de mousson atteignent leur plus grande ampleur, avec pour effet fondamental de transférer l’humidité océanique d’origine lointaine vers l’intérieur des terres.

L’établissement d’un champ de pression favorable à une circulation de mousson est souvent complexe. Sur l’Afrique les conditions sont différentes selon les longitudes, trois situations devant être considérées (fig. 15 et 16) :

FIG. 15 – Circulation en surface sur l’Afrique en janvier-février.

FIG. 16 – Circulation en surface sur l’Afrique en juillet-août.

• L’Afrique orientale est le seul lieu de la zone tropicale qui permet de suivre sans hiatus la migration saisonnière, proche du maximum théorique : en été boréal (de juin à septembre) la dépression thermique est située sur le nord Soudan-Éthiopie et sur le sud de l’Arabie, elle migre rapidement vers le sud dès octobre et elle atteint en décembre le nord du Mozambique et le nord-ouest de Madagascar où elle séjourne en été austral ; elle migre à nouveau vers le nord faiblement en mars, et plus rapidement en avril-mai.

• En Afrique centrale, à la longitude du bassin congolais, le substratum est continental de part et d’autre de l’équateur, mais la forêt dense, véritable « piège à rayonnement » dont le comportement thermique est hyper-océanique, interdit tout réchauffement excessif au-dessus d’elle-même et rejette sur son pourtour les dépressions thermiques. Existent ainsi deux types de dépressions de surface, soit par effet thermique direct, soit par effet thermique indirect, selon que le zénith concerne, ou pas, l’hémisphère considéré. Au nord de la forêt la dépression thermique a un caractère indirect en hiver boréal et direct ensuite de mars-avril à septembre-octobre. Au sud de la forêt la dépression thermique directe quitte l’Angola-Zambie en février-mars, et dès avril elle est bloquée par la lisière méridionale de la masse forestière, ne possédant alors jusqu’en septembre qu’un caractère indirect,

• En Afrique occidentale, où le continent est opposé à l’Atlantique sud, le processus zénithal n’est respecté qu’en été boréal. La dépression thermique du Tanezrouft est bien individualisée de juin à septembre, le glissement vers le sud s’amorce dès octobre et s’accélère en novembre, de décembre à février un couloir dépressionnaire faiblement creusé (indirect) borde le rivage effectif (c’est-à-dire le liseré nord de la forêt dense qui prolonge sur le continent le comportement océanique), la migration vers le nord commence en mars, le réchauffement étant favorisé par l’accentuation de la sécheresse au-dessus des savanes et s’accélère en avril lorsque le mouvement zénithal rétablit le caractère thermique direct.

Les discontinuités sont ainsi arrêtées sur les lisières de la forêt. Lors de la migration vers le sud, l’Equateur Météorologique demeure à l’ouest et au centre dans l’hémisphère nord, tandis que sa partie orientale plonge vers le Mozambique, la branche méridienne étant « fixée » par les hauteurs qui bordent la Rift Valley occidentale. Lors de la translation vers le nord, la Confluence Inter-Océanique (CIO, qui est une D. al, mais devient aussi une discontinuité entre moussons) est maintenue au sud de la masse forestière avant de se diriger ensuite vers l’Ethiopie.

Dans le complexe Asie-Océan Indien, jusqu’en avril se creusent lentement des dépressions thermiques (indirectes) sur le Dekkan et sur la Thaïlande. Ces dépressions attirent d’abord les alizés maritimes voisins (en Inde c’est la petite mousson, qui ne vient pas encore de l’hémisphère sud, et qui n’est donc pas encore une mousson, au sens strict). Puis en mai, grâce à un plus grand effet attractif des dépressions directes, à la migration de l’EM sur l’Afrique orientale et surtout à une alimentation par les AMP austraux maintenant soutenue (hiver), la mousson indienne de sud-ouest envahit brusquement la péninsule indienne : c’est « l’explosion de la mousson » (burst of the monsoon). Le flux de mousson rejoint les dépressions thermiques du Rub-al-Hali (sud de l’Arabie) et celle du Sind (Pakistan), puis se plaque sur le piémont de l’Himalaya qui « fixe » l’Equateur Météorologique. De la même façon un saut brutal vers le sud inversera le sens de la circulation, à l’ouest vers la dépression mozambico-malgache et à l’est vers la dépression de l’Australie septentrionale.

La transformation d’un alizé en mousson modifie la direction mais ne change pas (dans l’immédiat) les caractères thermiques et hydriques du flux. Elle s’accompagne toutefois de modifications structurales importantes. L’attraction par les dépressions thermiques ne concerne que les basses couches : la transformation en mousson n’affecte donc que la strate inférieure d’un alizé qui s’enfonce ensuite progressivement sous la circulation d’alizé de l’hémisphère opposé. Cette strate inférieure, d’abord coiffée par une Inversion d’alizé (I. al) dans un hémisphère, passe dans l’autre hémisphère sous la structure verticale de l’Equateur Météorologique (EMV), et elle est ensuite surmontée par l’Equateur Météorologique dans sa structure inclinée (EMI). Cette dernière structure est, en direction de la trace au sol de l’EM, de plus en plus stérilisante : la mousson humide de basses couches, pelliculaire et de direction dominante ouest, est surmontée par un alizé continental chaud, sec, de direction dominante est (cf. II-4).

Les moussons

• Le plus vaste complexe de moussons se situe sur l’Océan Indien, le Pacifique occidental et leurs bordures. En été boréal l’alizé maritime alimenté par les puissants AMP austraux de Madagascar à l’Australie, se dirige vers l’Asie en deux courants principaux, vers l’Inde (mousson indienne), et vers la Chine méridionale (mousson chinoise) en traversant la péninsule indochinoise (photo 29).

Photo 29 – Le 5 septembre 1979, 06 h 30 TU, VIS, GOES 1.0. (CMS-Lannion). La mousson indienne, de direction sud-ouest à ouest (sur l’Inde), est surmontée de l’Arabie au N. W de l’Inde par la structure EMI (Equateur Météorologique Incliné) : le développement des formations nuageuses est contrarié ; sauf infiltration dans les vallées (notamment vers le Tibet) le flux de mousson indienne est arrêté au nord de la péninsule indienne par la barrière de l’Himalaya. La densité des nuages augmente vers l’est où la mousson chinoise, de direction sud à ouest, pénètre profondément vers l’intérieur. À l’ouest (Inde) la séparation est nette entre zones climatiques tropicale et tempérée, tandis que sur le nord de la Chine les dynamiques interfèrent : la mousson chinoise alimente les formations nuageuses sur la face avant d’un AMP (A). Cet AMP, issu de Sibérie, a pénétré sur le désert de Gobi par la Dzoungarie (cf. fig. 6 in chap. I-2-A), et provoque en retour l’advection de l’air humide (mousson chinoise) vers la Sibérie orientale.

Le courant occidental appelé à proximité de l’Afrique le kusi (Kenya) ou kharif (Somalie), de sud-ouest, s’organise sur le littoral kenyo-somalien en jet de basses couches (Findlater, 1971), le jet somali qui dépasse en août 50 km/h vers 1 500/2 000 mètres (Leroux, 1983). En hiver, le dynamisme des AMP boréaux renforce les alizés qui devenus moussons repoussent l’EM vers le sud. À l’ouest, le kaskasi (ou kasikazi, swahili), alizé de N. E prolongement du belat ou shamal ayant traversé la péninsule arabe et du sansar ou shamsir débordant en nappe au-dessus du plateau iranien, devient au sud de l’équateur la mousson malgache qui atteint le nord-ouest de la Grande Île et le nord du Mozambique. À l’est le puissant flux continental issu de Chine devient alizé maritime sur le Pacifique occidental, et attiré par la dépression thermique du nord de l’Australie se transforme en mousson australienne, (photo 30). Au centre de l’Océan Indien, entre ces deux moussons, l’EM revient à proximité de l’équateur (fig. 13).

Photo 30 – Le 25 janvier 1996, VIS, GMS 5 (d’après Explorer Arc NASA) deux immenses AMP issus de l’Asie se suivent en direction du Pacifique. La face avant du premier AMP « a » barre presque tout le Pacifique nord à partir des Philippines, l’air tropical (AA des Hawaii) étant directement transféré vers les Aléoutiennes. Dans l’AMP l’écoulement vers le sud-ouest de l’air réchauffé (alizé devenant maritime) est entravé par la chaîne annamitique, se propage sur la Mer de Chine méridionale (où deux lignes de pulsation sont nettement visibles) et se transforme en mousson (m) sur l’Insulinde en direction du nord de l’Australie, repoussant l’EMV vers le sud. L’AMP « b » pénètre sur l’Océan plus rapidement dans sa partie nord, à la hauteur du Japon et au sud du Kamtchatka, les accélérations dans les ensellements formant de véritables « tuyères », ce renfort « b’ » s’intègre dans l’AMP « a ». La partie sud de l’AMP « b » est bloquée à l’est par le relief (Yunnan et Szechuan) et elle provoque le soulèvement de l’air réchauffé et humidifié (alizé) d’une partie de la façade méridionale de l’AMP « a ».

• Sur l’Afrique la mousson atlantique, issue de l’alizé sud-atlantique, remonte en été vers les dépressions sahariennes, de l’Atlantique à l’Ethiopie, et après avoir franchi les hauteurs d’Abyssinie se joint ensuite à la mousson indienne. Sur le sud de l’Afrique occidentale et sur la cuvette congolaise ce flux est permanent. La branche qui se dirige vers le sud de la cuvette en hiver boréal (flux appelé Congo air par les anglophones) n’est pas à proprement parler une mousson (elle ne franchit pas l’équateur) mais un alizé dévié, aspiré « en éventail » par les dépressions thermiques, vers le nord de la forêt, vers le Rift occidental et surtout vers la dépression angolo-zambienne. L’Afrique possède ainsi, avec le kusi (mousson indienne), la mousson malgache et la mousson atlantique, trois flux de mousson.

• En Amérique du Sud, en été austral, l’alizé maritime issu de l’AA hivernale des Bermudes/Açores, est attiré par la dépression thermique située vers 20° S, au sud de la forêt dense, en janvier dans la dépression du Grand Chaco, et devient la mousson amazonienne (photo 31).

Photo 31 – Le 3 mars 1996 à 18 h 46 UTC, GOES 8 (d’après Explorer Arc NASA). L’AMP « a » descendu de façon remarquablement rapide sur l’Atlantique nord accélère la circulation d’alizé maritime (lignes de pulsations actives). Sur le nord de l’Amérique du Sud au passage de l’équateur l’alizé se transforme en mousson vers la cuvette amazonienne. L’AMP « b », immense et renforcé par les AMP « c » et « d », arrêté à l’ouest par les Rocheuses et particulièrement par le relief oriental mexicain, provoque sur sa face avant la remontée vigoureuse vers le Groenland de l’alizé maritime, qui résulte notamment de l’évolution de l’air advecté par l’AMP « a ».

L’EM est alors « fixé » par le versant oriental des Andes qui forme une barrière rigoureuse sur laquelle la mousson déverse de fortes pluies, l’eau étant ramenée vers l’est par le réseau de l’Amazone et redistribuée par l’évapotranspiration au-dessus de la forêt dense. L’EM remonte ensuite vers le noreste sur le versant occidental du Planalto Brasilero et de ses serras, le versant oriental restant dans l’alizé maritime atlantique (de l’AA dite de Sainte-Hélène).

• Sur le Pacifique l’alizé maritime canalisé vers le nord par le versant ouest des Andes traverse l’équateur et pendant la période estivale incurve sa trajectoire vers l’isthme de Panama, formant ainsi la mousson panaméenne, de la Colombie au sud-ouest du Mexique jusque vers 15° N. Ici pas de dépression thermique creusée, mais un affaiblissement du dynamisme de l’alizé boréal (et notamment une diminution des trajectoires méridiennes d’AMP par le golfe du Mexique), une position d’abri orographique au pied occidental des sierras Madré (du Mexique au Guatemala), et surtout un renforcement de l’alizé initial par les AMP austraux (photo 32).

Les circulations de moussons sont donc multiples, formées dans des conditions géographiques différentes : en été austral soufflent les moussons amazonienne, malgache et australienne, en été boréal les moussons panaméenne, atlantique, indienne/chinoise. Les courants trans-équatoriaux les plus intenses sont observés en été boréal, à cause de l’effet attractif des dépressions thermiques sahariennes et asiatiques, mais surtout parce qu’ils sont alimentés par les puissants AMP austraux, l’hiver de l’hémisphère sud étant comparativement plus rigoureux.

Photo 32 – Le 5 septembre 1979, 15 h 30 TU, GOES EST, VIS (CMS-Lannion). À l’ouest des Andes, au nord de 40° de latitude, l’agglutination anticyclonique (AA) dite « de Pâques », réalimentée par l’AMP2 coupé par le sud des Andes, donne naissance à l’alizé maritime puis à la mousson panaméenne qui se dirige vers la trace au sol de l’EMI (Equateur Météorologique Incliné). À l’est des Andes l’AMP1 amène l’air polaire en direction du continent, les serras des Etats de Rio Grande do Sul et de Santa Catarina (Brésil) provoquant sa déviation et son soulèvement (cf. chap. II-3).

I-3. LA CIRCULATION GÉNÉRALE

La circulation générale : évolution des concepts

À cause de la répartition différentielle du rayonnement, la circulation générale est assimilée à un moteur thermique avec deux sources froides et une source chaude, entre lesquelles s’opèrent des échanges. L’air froid s’affaisse dans les hautes latitudes, l’air chaud s’élève sous les Tropiques, l’énergie thermique est convertie mécaniquement en énergie cinétique par les gradients de pression tandis que les mouvements verticaux libèrent l’énergie potentielle. Les hautes et basses pressions de surface sont surmontées par des pressions inverses et les échanges méridiens ont des directions opposées dans les basses couches et en altitude. Ce concept unicellulaire pour chaque hémisphère, dit de la cheminée équatoriale, a été proposé par Hadley dès 1735, mais ensuite progressivement amendé, car la Terre tourne et ajoute de l’énergie mécanique à l’impulsion thermique initiale. Sont ainsi individualisées des ceintures de vents d’est (qui retardent la rotation de la Terre), sous les Tropiques et à proximité des pôles (des présumés vents d’est polaires n’étant toutefois pas observés), et des ceintures de vents d’ouest dans les latitudes moyennes (qui accélèrent la rotation, le bilan est/ouest devant être en équilibre). Cet argument sous-tend les schémas de circulation générale mais comme le soulignent Rochas et Javelle (1993) : « les vents d’est dans les régions tropicales et les vents d’ouest aux latitudes tempérées sont les deux plus importantes caractéristiques de la circulation atmosphérique qu’il s’agit d’expliquer : mais il faut reconnaître que l’on n’a pas encore de réponse à ces questions simples ».

Des échanges pôle-équateur, et équateur-pôle, ne peuvent s’établir directement et une circulation tricellulaire a été imaginée dans chaque hémisphère :

— une cellule tropicale dite de Hadley, avec ascendance près de l’équateur et subsidence vers 30° de latitude (censée expliquer les anticyclones subtropicaux et les déserts associés),

— une cellule polaire, avec subsidence au-dessus du pôle et ascendance vers 60° de latitude (présumée expliquer les dépressions subpolaires),

— une cellule tempérée, dite de Ferrel, avec subsidence près de 30° de latitude, comme la cellule tropicale, et ascendance vers 60°, comme la cellule polaire.

Dans les cellules polaires et tropicales (de sens direct) l’air chaud monte et l’air froid descend. Dans la cellule tempérée (de sens indirect) la logique thermique n’est pas respectée, puisque le transfert de chaleur se fait dans le mauvais sens, et l’on doit alors supposer que le mouvement est entraîné par les autres cellules. Le schéma tricellulaire, dans lequel seule la cellule de Hadley est vraiment observée, est non conforme aux processus physiques et ainsi inapte à expliquer la circulation générale.

L’accent est souvent mis sur les niveaux d’altitude. Dans la moyenne troposphère de l’hémisphère nord trois longues vagues d’une longueur d’onde d’environ 8 000 km, sont attribuées à la présence de reliefs méridiens (mais cette hypothèse ne peut en fait s’appliquer qu’aux Rocheuses) et à la disposition des continents (mais cela ne peut alors concerner l’Eurasie). Trois vagues identiques sont également individualisées dans l’hémisphère sud, mais seule l’une d’entre elles (associée aux Andes) atteint l’ampleur des ondes boréales. L’air froid est censé occuper les talwegs et l’air chaud les dorsales. Sur ces grandes vagues se surimposent des ondulations plus courtes, de l’ordre de 2 000 km (qui représentent d’ailleurs grossièrement le diamètre des AMP), associées aux perturbations cycloniques tempérées. Le mouvement zonal de l’atmosphère libre (au-dessus de l’influence du substratum) réalise ainsi des échanges de proche en proche, notamment lors du passage des perturbations, des tourbillons fermés (gouttes) d’air chaud ou d’air froid se détachant d’ondulations amples vers le nord et vers le sud. Selon Rochas et Javelle (1993) : « la question fondamentale est : par quel mécanisme le moment cinétique est-il transporté des régions tropicales vers les régions tempérées ? La réponse a été longue à obtenir, mais elle est claire : ce sont les perturbations qui transportent ce moment cinétique, mais aussi la chaleur et la vapeur d’eau ».

Les radiosondages révèlent l’existence d’un jet-stream, anneau de grande vitesse, dans la haute troposphère ; l’expérimentation démontre (Rossby, 1939) que la turbulence à grande échelle dans les perturbations (front polaire) crée le jet d’ouest, déterminant son intensité et sa position. Le modèle de Palmen (1951) intègre ces données nouvelles (jets et front polaire) et considère que les zones polaires et tempérées sont concernées par « des mélanges horizontaux dominants ». Ce modèle est selon Riehl (1969), « le plus réaliste des schémas simples de la circulation générale ». Il est encore actuellement, malgré ses insuffisances, le modèle de base de la circulation générale.

Mais des ambiguïtés demeurent, comme l’expriment Triplet et Roche (1988) : « l’incertitude qui règne encore semble-t-il de nos jours à ce sujet est due, pour ce qui concerne les moyennes latitudes, à une grande variabilité du phénomène ». Souvent, il est vrai, des concepts statistiques sont confondus avec la réalité synoptique changeante : ainsi les vents d’ouest (westerlies) sont censés caractériser les latitudes moyennes, mais cette circulation ne concerne régulièrement que les niveaux élevés car dans les basses couches les directions du vent sont essentiellement variables. D’une manière générale les schémas de circulation, ne traduisent pas la réalité des échanges méridiens, qui sont masqués par la division en cellules (sauf en partie dans celles de Hadley), surtout lorsque la circulation se fait à l’envers (comme dans les cellules de Ferrel), et lorsque les boucles sont fermées. Ces schémas surimposent des faits d’observations et des concepts théoriques, et exagèrent l’importance des niveaux élevés. Surtout, les modèles de circulation générale minimisent considérablement – parce qu’elle est jugée complexe – la circulation dans les basses couches, pourtant les plus denses, alors que c’est précisément la surface du sol qui est à l’origine de l’impulsion thermique qui commande et entretient la circulation générale.

Les espaces de circulation de basses couches

La figure 17 synthétise de façon schématique la circulation de basses couches. Le relief est représenté lorsqu’il possède une influence aérologique forte, capable de délimiter une unité de circulation et/ou de canaliser des transferts. Sont différenciés les reliefs-barrières, infranchissables (sauf ensellements) par l’air dense des AMP (l’air chaud n’étant pas arrêté), et les reliefs de moindre influence, franchissables par l’air réchauffé ou déterminant la circulation. Cette influence doit déborder largement du cadre local : ainsi par exemple les Ghâtes, notamment occidentales, malgré leur importance dans la climatologie indienne, ne sont pas retenues parce qu’elles ne conditionnent pas la circulation d’ensemble sur l’Océan Indien, tandis que les hauts plateaux africains sont notés en raison de leur rôle dans la délimitation des espaces aérologiques atlantique et indien. La notion de transport en masse par les AMP signifie à la fois transport d’air froid (anticyclonique, qui reste dans les basses couches) et flux dévié en retour chaud (de sens cyclonique, qui peut s’élever). Les positions extrêmes saisonnières de l’EM (moyenne de décembre à février, et de juillet à septembre) encadrent la zone d’alternance des flux d’alizé et de mousson.

FIG. 17 – Les espaces de circulation dans les basses couches (synthèse schématique).

Le facteur géographique détermine des espaces de circulation bien individualisés dans les basses couches, espaces qui peuvent éventuellement communiquer, des fuites d’un espace vers un autre se produisant de façon permanente ou saisonnière. On distingue six espaces plus ou moins bien cloisonnés et/ou extensibles, trois dans chaque hémisphère météorologique.

Hémisphère météorologique nord

À partir du bassin arctique la division des trajectoires des AMP est précoce en raison de la présence du Groenland. Trois espaces sont relativement bien délimités par les reliefs.

— Espace Amérique du Nord et centrale/Atlantique nord/Europe occidentale : Les AMP ont une trajectoire préférentielle américaine, puis atlantique. L’AA atlantique (dite « des Açores ») alimente un alizé maritime qui se prolonge en hiver boréal en mousson amazonienne. Les trajectoires méridiennes des AMP en hiver (à l’origine de l’extension saisonnière occidentale de l’AA atlantique, dite des Bermudes) permettent à l’alizé atlantique de déborder sur le Pacifique oriental au sud des hautes terres mexicaines. Le retour principal vers le pôle nord s’effectue par le Golfe du Mexique, en suivant le littoral oriental de l’Amérique vers la Mer de Norvège, principalement entre Groenland et Scandinavie. Les fuites se produisent vers l’Europe centrale au nord des Alpes, vers la Méditerranée occidentale, et vers l’Afrique septentrionale en hiver au sud de l’Atlas (où la Discontinuité d’alizés n’est pas « fixée »).

— Espace Europe du Nord et centrale/Asie occidentale/Afrique septentrionale/Arabie : Les AMP ont des trajectoires scandinaves et russo-sibériennes, plus ou moins canalisées vers le sud par les Alpes scandinaves, la chaîne de l’Oural et les hautes terres asiatiques. L’air dense, canalisé par le versant nord des Alpes puis contournant les Carpates (Ion-Bordei, 1988), s’écoule principalement vers la Méditerranée orientale, l’Afrique septentrionale et l’Arabie et plus à l’est vers la cuvette du Touran où se forme une AA puissante. Les fuites se produisent à partir de l’AA touranienne au nord de 55° N vers la Sibérie orientale, par le seuil de Dzoungarie vers la Mongolie et le désert de Gobi, vers la mer d’Oman par les ensellements iraniens. En hiver le froid continental, les reliefs et les AMP entretiennent une AA puissante d’une grande stabilité ; cet espace aérologique déborde vers l’ouest en direction de la mer Noire et de la Méditerranée et vers le sud par le plateau iranien : sur l’ouest de l’Océan Indien (alimentant l’alizé maritime (kaskasi) puis la mousson malgache). En été les « sorties » plus faibles et/ou plus chaudes autorisent l’établissement de la mousson atlantique et de la mousson indienne.

— Espace Asie orientale/Pacifique nord : Les AMP passent entre les monts Saïansk et Verkoiansk vers la Mandchourie, recevant le renfort des fragments d’AMP ayant transité par le désert de Gobi (vent jaune chargé de lœss). Ils atteignent également le Pacifique nord par la mer de Béring. Le retour vers le pôle s’effectue principalement, d’une part au débouché de l’Asie au voisinage des régions littorales, et d’autre part à cause de la canalisation par le versant ouest des Rocheuses en direction de l’Alaska. Les AMP de trajectoire méridienne, puissants en hiver (à l’origine de l’apophyse statistique dite « des Philippines ») alimentent un alizé qui devient maritime et qui rejoint par la péninsule indochinoise l’alizé boréal de l’Océan Indien, et comme lui se transforme en mousson, notamment australienne. L’alizé maritime issu de l’AA orientale (dite « des Hawaii ») se joint encore à ce mouvement. Des fuites limitées se produisent à travers les Rocheuses (par 3 passages étroits et perchés) vers les plaines américaines qui appartiennent à l’espace atlantique nord.

Hémisphère météorologique sud :

À partir de l’Antarctique les AMP divergent dans toutes les directions, et les trois espaces austraux communiquent facilement avant l’intervention des Andes qui devient vigoureuse après 40° N.

— Espace Amérique du Sud orientale/Atlantique sud/Afrique occidentale et centrale : les AMP sont déviés vers l’Atlantique et agglutinés par le Grand Escarpement namibien (AA dite « de Sainte-Hélène »). Le retour d’air vers l’Antarctique s’opère principalement à l’ouest au voisinage de l’Amérique du Sud. L’alizé maritime (ou mousson) recouvre en permanence la forêt congolaise et/ou se dirige vers l’est de l’Amérique du Sud. Cet espace s’agrandit considérablement en été boréal sur l’Afrique septentrionale (mousson atlantique), sur l’océan et sur le bassin amazonien.

— Espace Afrique australe et orientale/Océan Indien/Australie : cet espace de l’Océan Indien est relativement modeste en hiver boréal lors de l’invasion des moussons malgache et australienne venues du nord, s’étendant toutefois sur l’Afrique australe (jusqu’au Grand Escarpement occidental par l’alizé continentalisé) et sur la plus grande partie de l’Australie à l’ouest de la dorsale orientale (Great Dividing range). En hiver austral il couvre un espace immense, débordant de l’Océan Indien sur l’Afrique orientale, l’Asie méridionale et le Pacifique nord-ouest, par les moussons indienne et chinoise.

— Espace Australie orientale/Pacifique sud/Amérique du Sud occidentale : cloisonné à l’est par la barrière des Andes qui provoque la formation de la puissante AA dite « de Pâques » cet espace très vaste connaît une faible variation saisonnière, l’EM migrant ici de façon modérée. Le puissant alizé canalisé par les Andes décale de manière quasi-permanente l’EM dans l’hémisphère nord, et en été boréal se transforme en mousson panaméenne. Plus à l’ouest, au nord de l’Australie, une partie du flux d’alizé est déviée vers le nord avec le courant de mousson chinoise.

Les principaux traits de la circulation dans les basses couches soulignent qu’il n’y a pas de hiatus entre les zones tempérées et tropicale (fig. 12). Le transfert pôle-équateur et retour se réalise sans interruption : dans chaque espace de circulation s’organisent d’immenses « 8 » avec départ du pôle et retour après un passage en zone tropicale où sont puisées chaleur et eau. Lors du croisement l’air chaud passe devant l’air froid ou au-dessus, de manière conflictuelle lors de la migration d’un AMP (cf. II-1). On ne peut manquer de souligner la ressemblance entre la circulation aérienne et la circulation océanique superficielle, la seconde étant en grande partie impulsée (courants de dérive) par la première, l’eau chaude passant aussi au-dessus de l’eau froide. Les courants marins participent dans une proportion de 20 à 25 % aux transferts méridiens, les trois quarts étant réalisés par l’atmosphère, à une vitesse comparativement beaucoup plus élevée.

À l’intérieur d’un espace, qui couvre une surface très étendue et non-homogène, d’importantes différences apparaissent. Dans la même unité de circulation en fonction de la dynamique se distinguent des régions : soit de départ préférentiel des AMP, soit placées sur leur trajectoire, soit situées sous une AA, soit situées dans un flux de retour vers le pôle (les passages d’AMP n’étant cependant pas exclus). Des domaines très vastes sont constamment placés dans les mêmes conditions (surtout lorsqu’existent des barrières puissantes), d’autres voient alterner saisonnièrement des flux différents, notamment dans la zone tropicale entre les deux positions de l’EM où soufflent tour à tour alizé ou mousson. D’autres encore se trouvent à la jonction de deux espaces aérologiques : tel est par exemple le cas de la Tunisie où se rencontrent les dynamiques des bassins ouest et est de la Méditerranée qui appartiennent à deux espaces aérologiques différents, rencontre qui se manifeste parfois de manière brutale, par des inondations dramatiques (Leroux, 1991).

La diversité de ces dispositions ne doit toutefois pas masquer qu’à l’intérieur d’un espace aérologique la dynamique initiale est la même, commandée par les AMP qui entrent dans cet espace. Ainsi à l’intérieur d’un espace donné, même si les conséquences sont diverses, existe une covariation des paramètres climatiques. Un autre espace aérologique, même voisin, obéit à sa propre dynamique, commandée par ses propres AMP et par ses propres conditions géographiques de circulation.

La circulation générale de la troposphère

Le schéma troposphérique moyen

La complexité de la circulation dans les basses couches est associée au facteur géographique et au facteur thermique. L’influence de ces facteurs s’atténue, et disparaît, avec l’altitude. La circulation devient ainsi progressivement plus simple, tandis que dans le même temps la densité de l’air diminue. Ne subsistent bientôt plus que les grands courants, d’ouest extra-tropicaux et d’est tropicaux, organisés en jets à proximité de la tropopause. La figure 18-a, limitée à la troposphère, illustre schématiquement cette simplification progressive. À l’échelle synoptique l’observation montre une succession de noyaux d’accélération au-dessus des zones d’intense activité convective, formant d’une part un tube de vitesse plus ou moins élevée dans le flux général d’ouest, le jet d’ouest dit jet polaire, et d’autre part plus près du Tropique un jet subtropical, issu de la zone tropicale et de direction sud-ouest dans l’hémisphère nord, accompagnant la pénétration profonde d’un AMP dans la zone tropicale (cf. II-3) et venant renforcer le courant d’ouest d’altitude. Mais à l’échelle des moyennes, comme sur les figures 18 et 19, les différences de vitesse des noyaux de vent et les variations de direction sont gommées et n’apparaît qu’un courant circumpolaire uniforme par hémisphère, dont l’écoulement est continu à cette échelle statistique.

Les échanges méridiens suivent plusieurs voies. Le point de départ se trouve aux pôles : l’air froid est exporté par les AMP, qui finissent par former des AA, qui alimentent à leur tour la circulation tropicale. Le retour vers les pôles s’effectue à l’avant des AMP, le flux chaud ayant plus ou moins longuement transité par la zone tropicale. Ces transferts, malgré leur importance primordiale, n’apparaissent que très imparfaitement sur une coupe verticale (fig. 18-a), puisqu’ils se réalisent horizontalement et principalement dans les basses couches avant de s’élever en direction des pôles, au-dessus des AMP (fig. 17 et 18-b). Les secteurs où les circulations en « 8 » se croisent sont le lieu d’intenses échanges verticaux impulsés par l’air dense des AMP obligeant l’air chaud à s’élever (cf. II-1). Ces croisements se manifestent ainsi dans chaque hémisphère par trois talwegs en altitude (puisqu’il y a trois unités aérologiques de basses couches, fig. 17). Dans l’hémisphère nord ils se forment, l’un sur l’est du continent nord-américain, un autre sur l’est de l’Asie, et le troisième un peu moins prononcé sur l’Europe centrale, c’est-à-dire précisément au-dessus des débouchés des AMP. Dans ces régions de transferts verticaux privilégiés sont également observées des accélérations dans le jet d’ouest, dont la vitesse n’est pas constante (pas plus que la direction) : à l’échelle synoptique apparaissent des noyaux d’accélération associés au temps perturbé de basses couches, à l’échelle moyenne la vitesse est plus forte en hiver, saison des transferts méridiens et verticaux intenses.

FIG. 18 – a – Circulation générale de la troposphère (coupe verticale) : schéma moyen, légende : voir figure 19.

FIG. 18 – b – Circulation générale de la troposphère (plan et coupe verticale) : schéma moyen, légende : voir figure 19.

À partir d’une AA deux routes sont possibles : soit un retour vers le pôle dans les basses couches par la façade occidentale de l’agglutination et la face avant d’un AMP, soit une ascendance (convergence) le long de l’EM (qui alimente le Jet d’Est Tropical). Au cœur de la zone tropicale l’ascendance associée à l’EM provoque une hausse de pression dans les niveaux supérieurs, hausse qui impulse la circulation en direction des pôles. Mais la force géostrophique n’autorise pas l’établissement d’échanges sur une telle distance, et « les lois de la mécanique imposent aux courants ascendants de la zone intertropicale de redescendre assez rapidement vers le sol » (Rochas et Javelle, 1993). La subsidence referme les cellules de Hadley vers 30° de latitude N et S, au-dessus des AA de basses couches. Deux directions s’offrent encore au flux subsident, l’une vers la zone tropicale en formant la strate supérieure d’un alizé qui retourne à nouveau vers l’EM dans les couches moyennes, l’autre vers la zone tempérée et polaire au-dessus de la circulation polaire située dans les basses couches, refermant alors un circuit amorcé au pôle.

La variation saisonnière de la circulation

Le mouvement zénithal du Soleil provoque une variation saisonnière des échanges méridiens (fig. 19). Dans l’hémisphère météorologique en hiver le déficit thermique polaire accroît la puissance des AMP et des AA, la circulation est dans l’ensemble accélérée, aussi bien à partir du pôle qu’en retour vers le pôle. La trajectoire plus méridienne des AMP décale vers le Tropique les transferts verticaux associés à des perturbations qui sont aussi plus intenses, le jet d’ouest mieux alimenté par ces transferts plus importants est également décalé et connaît sa vitesse maximale (double en hiver de celle de l’été), vitesse qui contribue encore à le décaler vers le Tropique (en l’écartant de l’axe de rotation). Le dynamisme renforcé étend cet hémisphère au détriment de l’hémisphère en été. Ce dernier doit dans le même temps à son moindre déficit thermique polaire un affaiblissement de ses AMP et de ses AA, un ralentissement des échanges, et des perturbations moins intenses ; il connaît aussi une remontée générale vers le pôle des trajectoires des AMP, des AA, et du jet d’ouest ralenti. Dans sa partie tropicale le creusement de dépressions favorise, par attraction, le débordement de l’autre hémisphère par des flux trans-équatoriaux (moussons). Le facteur thermique n’intéressant que les couches proches du sol, l’EM poussé par un flux renforcé, attiré par une dépression creusée, n’est fortement déplacé vers l’hémisphère en été que dans les basses couches. La partie non influencée de l’EM, dans les couches moyennes, et le JET au-dessus dans les couches supérieures, n’enregistrent que le décalage d’ensemble de la circulation générale, le même que celui des AA. L’EM possède alors deux structures, une structure inclinée (EMI) dans les basses couches qui superpose un alizé sur une mousson, et une structure verticale (EMV) dans les couches moyennes où se rencontrent les strates supérieures des alizés nord et sud (cf. II-5).

FIG. 19 – Circulation générale de la troposphère (coupes verticales) : schémas saisonniers.

D’une saison à l’autre le déplacement est général, vers le sud en hiver boréal, vers le nord en hiver austral. La figure 18-a représente ainsi les situations de transition au cours desquelles existe momentanément un équilibre entre les dynamismes des deux hémisphères météorologiques. En hiver austral la Terre étant en position d’aphélie, le déficit thermique austral est plus fort ; cette rigueur favorise une extension plus grande de l’hémisphère météorologique sud, extension favorisée par les dépressions thermiques boréales.

La stratification aérologique

Les schémas de circulation générale soulignent qu’à l’échelle synoptique ou de façon permanente la troposphère est stratifiée, c’est-à-dire composée de courants superposés, ayant des origines différentes et des caractères plus ou moins contrastés.

• Dans les zones polaires et tempérées la stratification, de caractère synoptique, est associée aux AMP. Située vers 1 500 mètres dans l’Arctique, l’inversion mobile et discontinue de vent, de température et d’humidité s’abaisse progressivement en direction des Tropiques.

• La stratification devient permanente et continue dans les agglutinations anticycloniques, où l’inversion (à une altitude de l’ordre de 1 000 mètres) sépare l’air advecté par les AMP de l’air subsident. Cette inversion, ajoutée au caractère anticyclonique des basses couches, est stérilisante.

• La zone tropicale a pour caractéristique d’être bien organisée à l’intérieur des ceintures des AA et HPT. Les Hautes Pressions Tropicales (HPT) des couches moyennes n’ont pas les caractères des AA de basses couches, ni la même vigueur, et elles ne représentent qu’une dorsale de pressions peu élevées le long de la séparation vents d’ouest circumpolaires/vents d’est tropicaux. Le premier élément de stratification tropicale, est l’inversion d’alizé ou I. al (cf. II-4), qui prolonge la structure verticale de l’AA, le second est représenté par l’Equateur Météorologique Incliné ou EMI (cf. II-5), ces deux discontinuités étant stérilisantes.

Ces éléments de stratification différencient la zone tempérée dans laquelle l’absence d’inversion permanente autorise les ascendances (à condition que l’impulsion de basses couches soit vigoureuse), de la zone tropicale dans laquelle la structure verticale est déterminante dans le développement et la distribution des phénomènes météorologiques.

La circulation zonale dite « de Walker » : mythe ou réalité ?

La circulation méridienne illustrée par les figures 18 et 19 doit-elle être complétée pour la zone tropicale par un schéma de circulation zonale, comportant des cellules fermées ? Dans les basses couches les facteurs géographiques commandent une circulation à la fois méridienne et zonale (fig. 17). Dans les niveaux supérieurs par contre, et de plus en plus avec l’altitude, la circulation est remarquablement zonale (fig. 13 et 14). En raison de la rotation de la Terre une circulation absolument méridienne n’est d’ailleurs pas autorisée, et dans tout déplacement une composante zonale est toujours inévitable. Existe-t-il cependant des circulations cellulaires uniquement zonales disposées le long de l’équateur ?

Bjerknes (1969) l’a supposé pour le Pacifique. Considérée comme une composante de l’Oscillation Australe (Walker, 1923-24) cette circulation présumée a été désignée cellule de Walker, avec subsidence sur l’est du Pacifique et ascendance sur l’Indonésie, easterlies dans la basse troposphère et westerlies dans la haute troposphère. Flohn (1971) et d’autres à sa suite, ont étendu le concept à la ceinture tropicale. Quatre cellules (voire davantage au gré des auteurs) ont été imaginées le long de l’équateur : cellules pacifique, atlantique, congolaise et indienne. Ces cellules ont ensuite été étendues bien au-delà de l’équateur, quasiment à l’ensemble des latitudes tropicales. Par simplification progressive la relation supposée est devenue : « les ascendances se situent au-dessus des régions les plus chaudes et les subsidences au-dessus des plus froides » (Fontaine, 1991). Soulignons qu’il s’agit de régions océaniques, proches de l’équateur où les différences de température sont peu marquées, les qualificatifs chaud et (surtout) froid n’ayant qu’une signification très limitée…

Mais une « controverse considérable subsiste », ainsi que le souligne Hastenrath (1991). Cette « relation » présumée au-dessus des océans tropicaux, qui apparaît être un nouvel avatar de l’hypothèse eaux froides/pas de pluie, mais eaux chaudes/pluies, contient sa propre négation : si la subsidence était renforcée sur l’est des océans, on devrait alors y rencontrer (sous l’effet de la compression) des températures élevées, c’est à dire l’inverse de la réalité observée et de l’hypothétique relation avancée. Si les différences relativement faibles de température océanique étaient réellement capables de provoquer de tels mouvements dans toute la troposphère (au point de renverser le sens de la circulation), que se passerait-il alors au-dessus des continents, notamment au-dessus du Sahara ? Même en été, lorsque la température au sol avoisine les 50° C, la structure tropicale (modifiée dans les basses couches par le creusement d’une dépression thermique) n’est pas radicalement transformée, et certainement pas inversée… Cette formulation d’une hypothèse jamais démontrée, est d’autant plus simpliste, que le comportement thermique de l’océan est inapte à provoquer les mouvements verticaux présumés, et qu’elle est en outre non vérifiée (pas plus dans les analyses que dans les faits) dans le champ de vent d’altitude (mouvements horizontaux et verticaux).

Selon ce schéma, l’Afrique serait concernée par 2 cellules : – une cellule sur le bassin du Congo, avec subsidence (pas de pluie) à l’ouest (donc sur le Gabon ou le Cameroun-Nigéria, ou à la rigueur sur le Libéria), et ascendance (pluie) sur les hauteurs bordant le Rift occidental (frontière Zaïre-Ouganda), – et la branche descendante (pas de pluie) de la cellule indienne sur l’Afrique orientale (Kenya). Est ainsi supposée, par exemple, une non-pluviosité du littoral occidental… qui est évidemment, comme chacun sait, très arrosé au voisinage de la Baie de Biafra (où l’on enregistre les totaux les plus élevés d’Afrique, pouvant dépasser 10 mètres) et plus à l’ouest sur les régions littorales libériennes (où la pluviosité est supérieure à 4 000 mm par an). L’analyse des conséquences climatiques en Afrique tropicale révèle, sans le moindre doute, que les effets présumés de prétendues « cellules dites de Walker » ne sont jamais observés, pas plus au voisinage de l’équateur qu’en direction des Tropiques (Leroux, 1983, 1994).

L’observation démontre qu’en Afrique, comme ailleurs dans la zone tropicale, ce concept de circulation zonale, simple hypothèse au départ, est devenu (par suppression des réserves initiales et systématisation) un amalgame qui combine de manière simpliste :

• des faits dispersés dans l’espace et dans le temps, ramenés à la fois au voisinage de l’équateur et à l’échelle moyenne,

• des relations non démontrées, comme celles associant eaux froides et non-pluviosité, et/ou eaux chaudes et pluviosité, voire subsidence et/ou ascendance au-dessus d’un milieu océanique, dont le comportement thermique (valeurs absolues et variations) est inapte à provoquer les mouvements verticaux présumés (cf. fig. 4),

• l’hypothétique existence d’un « bord subsident des cellules subtropicales », hypothèse proposée pour justifier les pressions plus élevées sur les façades orientales des AA (qui devraient donc être aussi les plus chaudes, sous l’effet de la compression présumée). Il faudrait encore que les AA soient d’une toute autre nature, c’est-à-dire que la subsidence atteigne réellement la surface du sol. Le concept de circulation zonale doit en effet obligatoirement et délibérément ignorer la stratification aérologique tropicale matérialisée par l’inversion d’alizé (cf. II-4).

Il n’y a donc pas de cellules de Walker, c’est-à-dire de circulation cellulaire au voisinage (plus ou moins immédiat) de l’équateur. La circulation tropicale est zonale et continue au-dessus de la complexité des basses couches (fig. 13 et 14). L’existence présumée de telles cellules morcellerait cette circulation zonale (qui serait tour à tour d’est et d’ouest) et ainsi, les poussières sahariennes ne survoleraient pas l’Atlantique en direction de l’Amérique, le JET ne serait pas continu au-dessus de l’EMV et ne serait pas renforcé et doublé en été au-dessus de l’Afrique par les apports venus d’Asie… Les réalités météorologiques, que ce concept est censé expliquer de manière simpliste et erronée, ont des causes suffisamment évidentes pour être reconnues, à condition toutefois de recourir à l’observation directe des faits réels.

Conclusion sur la circulation générale

La circulation générale est la conséquence du rayonnement, et le véhicule principal des échanges méridiens est l’AMP, qui agit directement dans le sens pôles-équateur et indirectement en sens inverse en provoquant le retour de l’air tropicalisé vers les pôles. Les variations saisonnières, et/ou à plus long terme, dépendent du déficit thermique polaire. Les basses couches fortement conditionnées par le facteur géographique, notamment topographique, sont divisées en espaces aérologiques qui obéissent à une dynamique commune. Elles ont une importance considérable puisque ce sont elles qui réalisent l’essentiel des échanges par transferts horizontaux. Ce sont les basses couches – non l’inverse – qui influencent les couches supérieures, contribuant à déterminer leur champ de pression (talwegs synoptiques ou statistiques) et leur champ de vent par les transferts verticaux ascendants (jets d’ouest circumpolaires et jet d’est tropical, JET).

Les caractères de la circulation ci-dessus évoqués sont essentiellement moyens, par commodité de présentation. Cette première approche, doit être complétée et corrigée par l’analyse des perturbations, ces dernières étant l’unique façon par laquelle se manifeste réellement le temps, et par la répétition des temps, le climat.

PARTIE II
La dynamique du temps : les perturbations

On a pris l’habitude de distinguer, à tort, de façon souvent tranchée, le champ permanent et le champ perturbé. La remarque de Rochas et Javelle (1993) est symptomatique de cette vision : « le trait marquant de la circulation générale de l’atmosphère aux latitudes tempérées est l’existence en moyenne de vents d’ouest sur lesquels se superposent des perturbations qui arrivent à masquer le caractère dominant de ces vents ». On ne peut pourtant pas confondre la vision statistique, artificiellement stable, et la réalité synoptique, nécessairement mobile, ni davantage assimiler les perturbations à des « greffes » passagères et les dissocier ainsi de la circulation dont elles font partie intégrante. Le champ dit « permanent » n’est en réalité qu’une fiction fondée sur des moyennes de pression et de vent, procédé statistique commode pour rendre compte des caractères dominants, mais il n’existe pas vraiment puisqu’il ne correspond pas au temps réel c’est-à-dire au temps vécu. Le champ dit « perturbé » est en fait le seul champ vrai, il est la circulation dans sa dynamique vivante et réelle. Il est donc indispensable de rendre compte de la dynamique de la circulation et du temps, seule façon d’analyser la dynamique climatique qui résulte de la répétition des temps.

II-1. LA PLUVIOGENÈSE

Les précipitations, dont l’importance climatique est primordiale, sont un paramètre très aléatoire, très discontinu dans le temps et dans l’espace. Tous les paramètres météorologiques sont affectés par un temps perturbé, mais les précipitations ne se produisent que dans ces circonstances, dont elles sont le symbole. Rappeler les conditions nécessaires à leur formation constitue ainsi le préalable indispensable à l’analyse des perturbations.

La formation des précipitations est souvent associée à la présence de noyaux de condensation : poussières, cendres volcaniques, pollens, cristaux de sel marin, cristaux de glace, particules électrisées (ions). Ces noyaux de condensation ne manquent pas dans l’air, et s’ils favorisent la coalescence des gouttelettes d’eau, ils ne peuvent seuls expliquer la pluie. La pluviogenèse exige en effet la réunion simultanée de trois conditions impératives qui sont :

1. l’existence d’un potentiel précipitable, et son renouvellement rapide,

2. le déclenchement d’un mouvement vertical ascendant,

3. la présence d’une structure aérologique qui n’interdit pas les ascendances.

Le potentiel précipitable

La réserve de l’eau atmosphérique est, à un instant donné, égale à 13 000.10⁹ (milliards) de tonnes. Les pertes s’effectuent sous la forme de précipitations : pluie, neige, grêle, ou de condensation : rosée. Le total ainsi perdu annuellement par l’atmosphère est de l’ordre de 450 000.10⁹ tonnes (ou m³), c’est-à-dire 15 millions de tonnes par seconde.

Ces précipitations sont compensées par l’évaporation. Dans des conditions de pression normale une chaleur de vaporisation de l’ordre de 600 calories (plus précisément en fonction de la température : 597 calories à 0° C, mais 580 calories à 30° C) est nécessaire pour transformer 1 gramme d’eau en gaz, la vapeur d’eau. Cette dépense d’énergie par l’air et par l’eau qui s’évapore explique le comportement thermique des surfaces aquatiques, et les faibles températures observées au-dessus d’elles. La quantité d’eau que peut évaporer et contenir (humidité potentielle) un volume d’air est fonction de sa température (tabl. 14)

T°C

-20

-10

-5

0°

+ 5

+ 10

+ 15

+ 20

+ 25

+ 30

+ 35

+ 40

g/m³

1,07

2,28

3,38

4,85

6,81

9,42

12,85

17,32

23,10

30,40

39,60

51,10

Tableau 14 : Variation de l’humidité potentielle en fonction de la température (compte non tenu de la pression). La masse maximale saturante est en gramme par mètre cube d’air.

L’énergie fournie lors de l’évaporation est conservée sous forme de chaleur latente, éventuellement transportée sur des milliers de kilomètres, sans être utilisée. Cette énergie est également appelée chaleur de condensation parce qu’elle est libérée au cours d’un changement d’état (retour à l’état liquide) : 600 calories par gramme d’eau condensée sont alors disponibles pour réchauffer l’atmosphère. L’importance de ces processus est considérable pour le bilan énergétique de l’atmosphère sachant qu’environ 85 % de l’énergie provient de la libération de chaleur latente lors de la pluviogenèse.

La distribution du potentiel précipitable moyen, ou du contenu réel en vapeur d’eau (humidité spécifique), est plus importante au-dessus des océans et dans les régions tropicales, plus faible au-dessus des continents (sauf au-dessus des forêts tropicales), des reliefs et des hautes latitudes vers lesquelles les valeurs décroissent. Les perturbations tropicales disposent ainsi sur place d’un riche potentiel, tandis que celles des régions extra-tropicales ont besoin de transferts horizontaux importants (advections).

Même dans les régions qui disposent d’un riche potentiel, il n’existe pas en un lieu donné de rapport direct entre le potentiel précipitable et l’eau effectivement précipitée. Des fortes pluies ne sont pas nécessairement associées à une forte humidité : les abords de la Mer Rouge sont très humides mais il n’y pleut pas, la Somalie voit passer au-dessus d’elle en été l’énorme potentiel précipitable de la mousson indienne surmontée par la mousson atlantique, mais n’en bénéficie pas, et il existe des déserts humides.

Le potentiel précipitable est advecté sur des distances variables, souvent de fort loin, notamment hors des Tropiques. Des transferts horizontaux sont réalisés entre zones excédentaires et déficitaires, les régions tropicales exportatrices étant comprises entre 12 et 35° N, et 10 et 35° S ; à proximité de l’équateur (entre 12° N et 10° S) une part de ce potentiel est utilisée par l’activité de l’Equateur Météorologique et par l’alimentation des circulations de mousson. Comme le soulignent Peixoto et Oort (1983), la vapeur d’eau circule dans la basse troposphère et le maximum du transport se produit dans la couche limite planétaire c’est-à-dire dans les 1 500 premiers mètres, tandis que « le transport de vapeur d’eau est clairement influencé par la topographie » (comme les trajectoires des flux vecteurs : cf. fig. 17). Ces modalités des transferts de vapeur d’eau confirment l’importance des espaces de circulation des basses couches : ainsi sur l’Amérique du Nord comme sur l’Amérique du Sud (à l’est des Rocheuses et des Andes), la quasi-totalité de l’eau atmosphérique provient de l’Océan Atlantique.

Les transferts de potentiel précipitable mettent en lumière, dans la pluviogenèse, l’importance du facteur capable de commander sur des centaines ou des milliers de kilomètres l’advection et le renouvellement de la fourniture d’eau, donc d’énergie. Une perturbation intense nécessite en effet un potentiel riche et, sous peine de dégénérescence, rapidement renouvelé.

Considérons quelques exemples très schématisés de transfert hydrique. Un flux d’air à 15° C en surface, à condition d’être saturé, contient 12,85 g d’eau par m³ (tabl. 14), refroidi à 0° C (ce qui nécessite une ascension de l’ordre de 3 000 mètres) ce m³ restitue 8 g d’eau ; pour déverser 1 mm de pluie, c’est-à-dire 1 litre par m², une advection horizontale et un soulèvement de 125 m³ d’air sont nécessaires au-dessus de ce m². Avec de l’air à 10° C (et une ascension réduite à 2 000 m) il faut une advection de 219 m³ pour donner 1 mm de pluie, tandis que 80 m³ sont nécessaires avec de l’air à 20° C (après un soulèvement de l’ordre de 4000 m). Une chute de 300 mm, comme celle qui a provoqué la crue de l’Ouvèze et la catastrophe de Vaison-la-Romaine (le 22 septembre 1992), a donc exigé, par m², une advection de 24 000 m³ d’air méditerranéen saturé à la température initiale de 20° C. Sur 1 km² l’advection nécessaire a donc été de l’ordre de 24.10⁹ (milliards) m³ d’air, et sur les 90 km² du sous-bassin de l’Ouvèze où se sont abattues les pluies diluviennes ont transité 2 160.10⁹ m³ d’air, pendant une durée d’environ 3 heures entre 13 h 30 et 15 h 30. Cela représente, au minimum, une advection d’air méditerranéen de basses couches chaud et humide renouvelée au rythme de 12.10⁹ m³ d’air par minute ! Cette situation a duré du 21 au 24 septembre 1992 des Pyrénées à l’Italie, avec de fortes chutes de pluie atteignant dans l’Hérault 448 mm, en Lozère et dans le Gard 310 mm, et provoquant encore des inondations à Gênes. Des transferts d’une telle ampleur et d’une telle intensité ne peuvent être provoqués que par un facteur d’une envergure et d’une puissance considérables, d’une toute autre échelle que des facteurs locaux, notamment de la convection thermique ou orographique locale, ou d’hypothétiques « talwegs soupçonnés » d’altitude, ou encore de mystérieux « systèmes convectifs régénératifs de méso-échelle » (Giorgetti et al., 1994 ; Leroux, 1995). C’est bien évidemment ce facteur qu’il est obligatoire d’identifier, et d’analyser lorsqu’on veut prévoir le risque pluviométrique associé (cf. II-2).

Le déclenchement d’une ascendance

Un refroidissement est nécessaire pour provoquer la condensation de la vapeur d’eau, par contact ou dans la masse. L’arrivée d’un air chaud et humide au-dessus d’une surface froide, provoque un refroidissement et une saturation de l’air en contact et un dépôt de rosée (les prétendues précipitations occultes, ne sont ni des précipitations au sens propre, ni occultes, mais des condensations bien réelles). Un refroidissement plus intense, par rayonnement nocturne par exemple, abaisse la température de la couche proche du sol et entraîne dans la masse d’air la formation de brouillard (dit de rayonnement).

Mais le refroidissement est le plus fréquemment provoqué par un soulèvement qui entraîne schématiquement : décompression (détente), refroidissement (de l’ordre de 5-6° C par kilomètre en air humide), saturation (voire sursaturation plus ou moins prolongée) et condensation en gouttelettes (nuage). Dans de l’air humide la libération de chaleur latente au cours de l’ascendance ralentit le refroidissement, la décroissance selon l’adiabatique saturée étant de l’ordre de 0,5° C par 100 m, alors qu’elle peut dans l’air sec dépasser 1° C par 100 m (selon l’adiabatique sèche). Le nuage ainsi formé est éphémère et peut disparaître (par évaporation) lorsqu’intervient un réchauffement, aux heures chaudes de la journée ou par effet fœhn. Il peut aussi se maintenir longtemps sans donner de pluie, chaque gouttelette d’eau restant isolée de ses voisines par son propre champ magnétique tandis que son poids est équilibré par la résistance de l’air. Le type de formation nuageuse est fonction de la vigueur de l’ascendance, de la stratification aérologique, et de la quantité d’eau fournie c’est-à-dire de l’énergie, indispensable au développement vertical des nuages.

Le facteur thermique (chaleur sensible et latente) et le facteur dynamique (orographique et aérologique), sont étroitement associés dans la nature. Ce n’est donc que par commodité qu’ils sont dissociés ci-dessous.

Facteur thermique

L’échauffement de l’air au contact du sol l’incite à s’élever (convection thermique dite également convection naturelle). Au-dessus d’un sol dénudé le réchauffement plus intense peut entraîner la formation d’une colonne tournoyante d’air chaud et sec, familière des espaces désertiques aux heures chaudes de la journée : djinn dansant, derviche tourneur, zobaa (en Egypte et zobayya en Mauritanie), paraca (au Pérou), qui soulève la « poussière du diable » (dust devil), voire du sable (tarière de sable) lorsque l’intensité est plus forte. La sécheresse de l’air (décroissance rapide de la température) et l’absence d’énergie additive (pas ou peu de chaleur latente) limitent l’ascendance à quelques dizaines de mètres, et en abrègent la durée à quelques minutes. Ces mini-tourbillons (dont l’énergie vient du sol) n’ont évidemment rien de commun avec les tornades qui mettent en jeu des forces beaucoup plus considérables. Dans ces dernières (comme dans les trombes), le tourbillon descend vers le sol à partir des formidables ascendances à l’intérieur de nuages à grand développement vertical (supercellules), entretenues par la libération de la chaleur latente. Lorsque la convection thermique bénéficie du renfort de l’énergie potentielle d’un air humide, une cheminée d’ascendance ou tour chaude peut se développer et aboutir à la formation d’un nuage à grande extension verticale de type cumulonimbus (cb). L’orage local, survenant par exemple au-dessus d’une cuvette topographique ou d’une ville, accompagné de pluies de forte intensité, voire de grêle lorsque les mouvements verticaux à l’intérieur du nuage sont très rapides, se produit en fin d’après-midi et s’achève assez rapidement avec la disparition de l’impulsion thermique initiale, que l’orage lui-même par ses précipitations contribue à hâter.

Sur les littoraux réchauffement différentiel entraîne une brise de mer (ou de lac) pendant le jour (sol plus chaud), et une brise de terre pendant la nuit (sol plus frais). En montagne, en association avec les formes et l’exposition des versants, le facteur thermique engendre des brises de pente (fig. 20). Pendant le jour l’air au contact du sol (lorsque l’exposition est favorable) est plus chaud que l’air libre à la même altitude : la brise de pente montante (anabatique) transporte, de manière imperceptible ou en rafales violentes, l’éventuel potentiel précipitable local vers le sommet où la cumulification est possible, notamment en été. Pendant la nuit les sommets sont naturellement plus froids et la brise de pente descendante (catabatique) inverse le mouvement. Ces phénomènes peuvent atteindre l’échelle d’une vallée, avec brise de vallée descendante la nuit (brise d’amont), et brise de vallée montante le jour (brise d’aval), et se combiner alors avec une brise de mer ou de lac, dont le potentiel énergétique amplifie la violence des orages des après-midi d’été.

FIG. 20 – Facteur thermique et orographique associés : les brises de pente.

Facteur dynamique

Le rôle dynamique du relief est fonction de multiples aspects : de son altitude et de sa pente, de sa massivité et de son étendue, de l’angle formé avec le flux soulevé et de la vitesse de ce flux. Ces aspects déterminent en particulier, en conjonction avec la densité des flux, la fraction de flux dévié ou contraint de franchir l’obstacle, et la vigueur de l’ascendance. La figure 21 résume les conséquences du franchissement d’un relief par un flux apte à s’élever (donc chaud de façon relative ou absolue). Au vent du relief le refroidissement selon l’adiabatique saturée entraîne la formation de nuages et de précipitations (pluie, neige, orages en été). Les nuages disparaissent sous le vent où l’air asséché se réchauffe rapidement en suivant l’adiabatique sèche. Le gain de température, qui peut être de l’ordre de 0,5° C par 100 mètres par rapport au versant au vent, est appelé effet fœhn du nom du vent de sud, le föhn, qui vient d’Italie et descend sur le versant nord des Alpes suisses et autrichiennes. De nombreux vents locaux ont les mêmes propriétés, par exemple : la lombarde dans les Alpes françaises, le chinook dans les Rocheuses, le zonda en Argentine, l’afghanets au Turkestan, le vent de Laos à l’est de la chaîne annamitique (Vietnam) en été.

FIG. 21 – La dissymétrie des versants : l’effet fœhn (schéma).

Le facteur dynamique se manifeste à toutes les échelles, de celle des brises locales à celle des alizés qui confluent le long de l’Equateur Météorologique. Les mouvements horizontaux provoquant des mouvements verticaux, la convergence est favorable à la pluie, et la divergence lui est très défavorable. La convergence provient de la confluence (au sens hydrologique du terme), du rétrécissement de la section d’un écoulement qui entraîne un effet Venturi, ou d’une accélération à l’intérieur d’un écoulement, et se traduit par des mouvements ascendants. La divergence provient de la diffluence (flux qui s’écartent), de l’élargissement de la section d’un écoulement, ou d’une décélération à l’intérieur d’un écoulement, et se traduit par des mouvements subsidents.

Des facteurs déclenchant l’ascendance sont fixes, comme le relief, d’autres sont mobiles comme les AMP mais ils agissent de façon comparable. Les facteurs thermique et dynamique sont constamment associés dans les perturbations, ajoutant des épiphénomènes parfois très violents à un phénomène organisé de plus vastes dimensions. Les proportions variables dans lesquelles ces facteurs sont associés donnent aux perturbations des faciès particuliers, zonaux, saisonniers, voire locaux.

Les conditions structurales

La structure verticale de la troposphère ne doit pas interdire les ascendances, et pour cela :

— ne pas posséder une stratification avec des couches superposées aux caractères contrastés,

— ne pas comporter de cisaillement de vent (flux de sens opposés), qui en coupant les formations nuageuses et en les dispersant dans des directions différentes, interdirait leur développement en altitude,

— ne pas être affectée par la subsidence qui s’opposerait, mécaniquement (mouvement descendant) et thermiquement (fort pouvoir évaporateur) au développement vertical des nuages.

La structure aérologique peut ainsi s’opposer radicalement à la pluviogenèse, étant ainsi stérilisante. Mais elle peut au contraire autoriser, voire favoriser, les mouvements verticaux ascendants. Ces conditions structurales sont fonction des zones climatiques, et donnent aux perturbations qu’on y rencontre leurs caractères spécifiques. Dans les zones extra-tropicales le champ de pression dans les basses couches est dépressionnaire ou anticyclonique en fonction de la présence d’AMP ou d’AA, et il est dépressionnaire au-dessus de 1 500 à 2 000 mètres, la valeur de la pression décroissant alors plus ou moins régulièrement avec l’altitude. Cette situation permet aux phénomènes qui sont déclenchés dans les basses couches de se développer sans entrave majeure vers les couches supérieures. Dans les zones tropicales la hiérarchie des facteurs est fortement dominée par la structure aérologique, qui conditionne l’efficacité des impulsions de basses couches. La troposphère tropicale, très organisée et stratifiée, distribue ainsi les zones favorables ou défavorables aux ascendances, et décide du type et de la puissance des perturbations tropicales.

Les trois conditions présentées ci-dessus doivent être impérativement réunies au même moment. Si l’une des conditions n’est pas remplie la pluviogenèse ne peut s’organiser : au-dessus de la Somalie en été le potentiel précipitable est énorme, mais les conditions structurales sont très défavorables. Si l’une des conditions vient à ne plus être remplie le phénomène s’arrête : lorsque l’alimentation initiale en air humide se tarit, ou est déviée vers un autre phénomène, la perturbation privée d’énergie dégénère.

Mais ces conditions peuvent toutefois être réunies en proportions variables, l’une arrivant à compenser la faiblesse relative d’une autre. Ainsi un fort potentiel précipitable, c’est-à-dire une forte fourniture d’énergie, bien renouvelée, peut compenser des conditions structurales difficiles lors de la naissance d’une perturbation, ou devenant difficiles en cours de déplacement. Dans les régions tropicales notamment, où l’alimentation en énergie est riche et vite renouvelée, le facteur déclenchant n’a pas besoin d’être aussi puissant qu’en zone tempérée. Il peut uniquement servir à déclencher la formation de la perturbation tropicale, puisqu’il est relayé par l’énergie potentielle qui entretient ensuite les mouvements ascendants. Dans la zone tempérée par contre le facteur mécanique doit être puissant et permanent, à la fois pour provoquer le soulèvement et pour assurer le renouvellement de l’énergie importée. Ces conditions étant constamment modifiées en cours de route les perturbations ont des comportements très changeants, passant par des phases de paroxysme ou de dégénérescence, qui traduisent la difficulté de réunir en même temps et de façon continue les conditions optimales de la pluviogenèse.

II-2. LA DYNAMIQUE DU TEMPS DANS LES RÉGIONS POLAIRES ET TEMPÉRÉES : LES AMP

Les régions tempérées et polaires n’ont pas le potentiel précipitable le plus riche, mais elles disposent des plus puissants facteurs de transfert méridien, capables d’organiser l’advection directe du potentiel énergétique tropical vers le pôle : les Anticyclones Mobiles Polaires, qui par leur défilé incessant et les confrontations qu’ils provoquent sur leur parcours, sont les responsables du temps et du climat.

La perception du « champ perturbé » des hautes et moyennes latitudes

Les phénomènes extra-tropicaux sont encore analysés à travers différentes écoles de pensée, l’une rejetant les principes de l’autre, écoles qui conditionnent la façon de voir les phénomènes météorologiques (cf. Introduction et I-2).

L’école climatologique, notamment représentée en France par les travaux de Angot (1897 à 1914), est encore vivace par les noms de centres d’action : « la dépression d’Islande commande le mauvais temps, tandis que l’anticyclone des Açores est responsable du beau temps ». Lorsqu’une haute pression se trouve située (même momentanément) à l’emplacement approximatif où des moyennes de pression ont individualisé l’anticyclone des Açores, elle devient automatiquement ce dernier. L’héritage de l’école frontologique, norvégienne, ou massique, est encore dans la majorité des cas accepté en bloc. Le Front Polaire, globalement considéré comme la limite entre l’air polaire et l’air tropical, est accompagné par une multitude de fronts : arctique, méditerranéen, euro-africain voire subtropical ou encore atlantico-méditerranéen, aquitain, etc. Les modèles fondamentaux, proposés par Bjerknes et Solberg (1922), ont acquis un caractère dogmatique et sont constamment reproduits sans modification. Ces modèles étaient incontestablement remarquables pour leur époque, compte tenu de l’état des techniques d’observation, de la qualité et de l’extension du réseau utilisé par l’école de Bergen. Mais ils ne pouvaient alors fournir qu’une vision partielle de la réalité, à la fois verticalement et horizontalement. La perturbation norvégienne met ainsi en lumière le caractère dépressionnaire, le cyclone, qui n’est qu’une petite partie d’un vaste ensemble, tandis que le modèle classique – à deux fronts – présente en réalité deux fragments accolés de deux perturbations (appartenant à deux AMP différents). Ce modèle norvégien n’a ni début ni fin sur le plan horizontal, ni limite en altitude, la hauteur atteinte par le « front » n’étant pas précisée et pouvant s’élever jusqu’à la tropopause comme dans la plupart des modèles de circulation générale. Les masses d’air, notion inséparable de la frontologie, sont cataloguées en air arctique, polaire, tropical… maritime ou continental. Les masses d’air sont aussi caractérisées (à partir des sondages) dans toute l’épaisseur de la troposphère, qui est considérée comme homogène, et en dépit de l’existence de surfaces frontales inclinées (mais non limitées), de la présence d’inversions et même si l’on sait que « le saut de température ne se prolonge pas sur toute la hauteur de l’atmosphère » (Joly, 1995), l’éventualité d’une stratification aérologique n’est pas envisagée.

Le cyclone extra-tropical (ou dépression polaire, polar low), a tour à tour été considéré comme ayant une origine thermique (malgré sa latitude et malgré son creusement maximal en hiver), puis une origine frontale, puis dépendant d’une divergence dans les couches supérieures, l’analyse synoptique se déplaçant des phénomènes de surface vers ceux d’altitude (Uccellini, 1988). Mais il n’existe pas encore de position unanime sur la genèse des dépressions. Les théories mettent l’accent sur l’intensification d’une dépression initiale, mais « elles n’expliquent pas vraiment le processus réel de la cyclogenèse, précisément la formation de la dépression initiale » (Thépenier, 1983). Le mystérieux « mécanisme non-linéaire complexe » invoqué par Joly (1995), n’explique toujours pas pourquoi une dépression se creuse en surface, et pourquoi sous l’effet de la force géostrophique le vent ne converge pas de tous les côtés vers le centre de la dépression. Sauf en supposant que le « bruit de fond naturel des grandes irrégularités de la surface permet l’apparition spontanée de dépressions dans le jet instable » (Joly, 1992), ce qui revient en fait à invoquer la « génération spontanée », la question de la genèse de la dépression initiale reste toujours posée.

Les ondes planétaires, ondes de Rossby (1939), ou ondulations du courant d’ouest sont devenues « le phénomène de base de la circulation générale ». Même le front polaire se met à « onduler », au moins par le vocabulaire et l’imagination lorsqu’il est comparé à un « front ondulant comme un simple rideau pris dans un courant d’air » (Godard et Tabeaud, 1993), ce que les satellites et les cartes ne montrent nullement. Mais l’articulation réelle entre jet et front, encore approximative, n’établit pas le sens de la relation : le jet est-il la cause ou la conséquence des phénomènes de basses couches ? Des tourbillons erratiques et indépendants, qui « traînent partout dans l’atmosphère » et notamment dans les couches supérieures, seraient selon une « conception rénovée » à l’origine du mauvais temps et des tempêtes (Farrell, 1994). Une dépression se formerait d’abord dans la haute troposphère sous l’action d’un tourbillon dans le jet, peut-être à partir… « d’un reste d’une tempête précédente ». Une dépression de surface se creuserait ensuite, peut-être à cause des anomalies de la surface, notamment du relief. Les deux tourbillons, altitude et surface, seraient les deux « précurseurs » de la tempête, qui naîtrait peut-être de leur superposition, tempête qui serait peut-être ainsi le fruit du « hasard et de l’opportunité » (Joly, 1995)…

En résumé les théories sont multiples et divergentes, souvent inconciliables et parfois gravement incohérentes. L’imagerie satellitale démontre clairement que l’organisation nuageuse des perturbations est rarement conforme aux schémas classiquement admis, dans une proportion étonnante de « 1 sur 50 environ », et les météorologistes dénoncent eux-mêmes « les insuffisances de ces différents concepts », en reconnaissant qu’ils « ne sont pas pleinement satisfaits des schémas qui leur sont proposés » (Thépenier, 1983). La conception prétendument « rénovée », qui s’enferre dans la « dépressionnite » en continuant à rechercher en altitude un hypothétique micro-tourbillon précurseur (dont le repérage est évidemment difficile à cause de la rareté des mesures), fait la preuve d’une remarquable cécité sélective en refusant de voir des macro-phénomènes de plusieurs milliers de kilomètres, très faciles à suivre et parfaitement organisés, mais anticycloniques et situés dans les basses couches. Une profonde remise en cause est nécessaire, et des questions doivent encore être posées. Comment admettre en effet, au mépris des lois élémentaires de la densité, que de l’air chaud puisse pousser de l’air froid (théorie du front chaud), ou qu’une coulée froide (trop lourde pour s’élever) puisse pénétrer en altitude ? Comment un cyclone peut-il commander une descente froide (c’est-à-dire un anti-cyclone thermique), qui le comblerait immédiatement ? Par quel autre « miracle physique » des phénomènes situés vers 10 km d’altitude, où la pression est faible, peuvent-ils commander des phénomènes de basses couches dont la pression est plus de trois fois supérieure ? Comment encore admettre que « tout le courant d’ouest » des hautes couches de la troposphère puisse être « bloqué » par une cellule d’air chaud en altitude (d’origine indéterminée) au cours de longues périodes anticycloniques, sans ondulations ni perturbations. Les causes présumées des ondulations (relief terrestre, rotation de la Terre, échauffement différentiel…) cesseraient-elles alors d’exister ?

Le concept AMP fournit des réponses simples et cohérentes à ces questions fondamentales.

L’AMP : champ de pression et de vent

L’AMP est froid, en valeur absolue ou en valeur relative, par rapport aux régions qu’il traverse. Il est dense et pelliculaire, forme une vaste lentille de l’ordre de 1 500 mètres d’épaisseur au départ des pôles, son épaisseur et son homogénéité variant en fonction, des individus, de la latitude atteinte, et de la saison sachant que les puissances sont maximales en hiver. L’étalement (accompagné de divergence) entraînant une diminution de l’épaisseur, celle-ci n’est plus que de l’ordre de 1 000 mètres lorsque les AMP atteignent les marges tropicales. L’AMP est de forme grossièrement circulaire (l’image satellitale du 28 avril 1986 en donne une vue presqu’idéale : photo 1), de vaste dimension, son diamètre moyen étant de l’ordre de 2 000 à 3 000 kilomètres.

Il représente ainsi (très schématiquement) un transport moyen de l’ordre de 10 000 000.10⁹ m³, ou plus simplement 1.10¹⁶ m³ d’air froid. Le champ de pression et de vent associé à un AMP est à la fois anticyclonique et cyclonique (fig. 22). Van Heijst et Flor (1989) ont étudié expérimentalement les conséquences d’une injection d’un fluide dans un autre (les deux fluides étant dans l’expérience de même densité) : un vortex dipole, avec une branche anticyclonique et une branche cyclonique, se forme alors et « se déplace horizontalement selon une ligne droite, sans modification de forme appréciable ». La structure du vortex mobile apparaît à la fois cohérente et stable, se maintenant dans l’expérience même après une collision avec un autre vortex. La structure associée à l’AMP présente la même cohérence sur des milliers de kilomètres, notamment au-dessus des océans.

FIG. 22 – L’Anticyclone Mobile Polaire : surface et coupe verticale zonale.

Tant que l’avantage de sa propre densité lui permet d’écarter les autres flux ou masses d’air de son passage l’AMP est entouré d’un champ dépressionnaire : c’est lui qui provoque le creusement de la dépression initiale, du couloir périphérique de basses pressions et de la dépression fermée ou cyclone. Il provoque la fuite (accélération) et/ou le soulèvement de l’air environnant, air chaud de manière absolue ou simplement relative, l’ascendance de l’air entraînant une baisse de pression.

Le creusement du couloir dépressionnaire périphérique (et de la dépression fermée) dépend de conditions mécaniques et thermiques :

• mécaniques : la vigueur de l’ascendance est commandée par la puissance de l’AMP, par sa vitesse de déplacement et par la force géostrophique qui plaquent le flux dévié sur la face avant de l’AMP (cf. I-1-A),

• thermiques : le soulèvement est fonction, du contraste de température (c’est-à-dire de densité) entre l’AMP et le(s) flux environnant(s), et des qualités propres de l’air soulevé, l’air chaud et/ou potentiellement instable ayant naturellement tendance à s’élever, avec le renfort de l’énergie libérée.

La pression est plus basse en avant de l’AMP (sur la face antérieure déterminée par le sens du déplacement), et d’autant plus creusée que le flux antérieur n’a pas d’autre alternative que de s’élever violemment (cause aérologique ou orographique). Lorsque l’air dévié a contourné la face avant de l’AMP, la vorticité, d’autant plus intense que le volume et la vitesse du flux dévié sont importants et que la latitude est élevée, et l’ascendance résultante intensifiée par l’énergie additive libérée, creusent une dépression fermée ou cyclone. L’AMP et la dépression sont d’abord étroitement accolés, puis ils se séparent, s’éloignent progressivement l’un de l’autre en cours de migration vers l’est, la ligne de confluence entre l’air froid et l’air chaud s’étirant et s’éloignant de l’anticyclone mobile. L’AMP se dirige vers le Tropique tandis que la circulation déviée sur la face avant et la dépression fermée (vortex) s’éloignent dans la direction du pôle, en s’amplifiant, car dans le même temps, en raison du déplacement méridien de l’AMP, le flux dévié provient de régions plus chaudes et transporte vers le pôle plus de chaleur sensible, et de chaleur latente quand la confrontation se produit sur l’océan, tandis que sous l’action de la force géostrophique la vorticité augmente.

Dans l’espace aérologique de l’Atlantique nord (fig. 23) la dépression remonte d’abord par le détroit de Davis vers la baie de Baffin, qui est protégée de l’invasion froide par les reliefs bordiers de l’île d’Ellesmere et de la Terre de Baffin. L’arrivée de l’air froid qui contourne le Groenland par le sud coupe l’alimentation d’air chaud vers le Canada, la dépression se reforme à l’est du Groenland (le relief oriental en accentuant l’ascendance de l’air dévié favorise le creusement du cyclone), et elle remonte ensuite vers la mer de Norvège et le Spitzberg, en liaison avec le déplacement de l’AMP qui s’éloigne vers le sud-est. Elle disparaît faute d’alimentation lorsque l’AMP se fragmente et s’intègre dans l’AA. La dépression synoptique (dite « d’Islande ») est donc une conséquence dynamique, dont la position et le creusement dépendent de la migration et de la puissance du phénomène générateur, c’est-à-dire de l’aptitude d’un AMP à dévier vers le nord une quantité importante d’air chaud et humide. Cette dépression induite est d’ailleurs très rapidement comblée lorsqu’un AMP descend directement vers le sud (trajectoire Scandinave), à l’est du Groenland. Il en est de même de la dépression dite « des Aléoutiennes » qui résulte de la dynamique des AMP pacifiques, et qui est immédiatement comblée (au moins partiellement en raison de la disposition du relief de l’Alaska) par un AMP descendant directement par la mer de Béring.

FIG. 23 – Champ de pression et de vent associé au déplacement d’un AMP (exemple de l’espace atlantique nord).

Les pressions sont donc plus creusées en hiver, à l’échelle moyenne (tabl. 15), comme à l’échelle synoptique où elles sont fréquemment inférieures à 970 hPa, parce que les AMP atteignent précisément en cette saison leur maximum de puissance et de migration méridienne.

mois

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

hPa

992

993

994

998

1 000

999

999

998

995

993

992

990

Tableau 15 : Pression centrale moyenne dans les cyclones arctiques (d’après Serreze et al., 1993).

Le relief favorise l’ascendance et le creusement des dépressions : tel est par exemple le cas des Alpes Scandinaves dans la formation des polar lows de la mer de Norvège sur la face avant d’AMP de trajectoire Scandinave, ou du versant ouest des Rocheuses qui canalise vers le nord en direction de l’Alaska le flux de sud dévié sur la face avant des AMP pacifiques.

Sur l’Atlantique nord, entre Islande et Écosse, la pression la plus basse connue est inférieure à 916 hPa le 10 janvier 1993, donc en hiver, dans une situation créée par de « l’air inhabituellement froid sur l’Arctique canadien, et de l’air très chaud poussé vers le nord-est à partir de la Floride… » (Mansfield, 1993). Le contraste thermique a déclenché le 8 janvier une dépression sur la Caroline du Nord (fig. 7a, in I-2-A), cette dépression est remontée vers le nord-est le 9 janvier sur la face avant d’un AMP puissant, et le 10 janvier l’advection directe et intense d’air tropical à travers l’Atlantique nord s’est manifestée par une bande nuageuse dense de la Floride à la Mer de Norvège.

La relation : AMP puissant/dépression très creuse, mais inversement : AMP faible/dépression moins profonde, est observée à l’échelle synoptique, à l’échelle saisonnière, comme à l’échelle statistique (fig. 24). Cette relation, cohérente à toutes les échelles de temps, est naturellement vérifiée à l’échelle paléoclimatique (cf. III-2).

FIG. 24 – Relation entre hautes et basses pressions associée à la dynamique (exemple de l’hémisphère nord).

Au-dessus de l’AMP, la baisse de pression est fonction de sa propre température, sachant que « l’irruption d’air froid dans une région donnée provoque une diminution de l’altitude des surfaces isobares » (Triplet et Roche, 1988). La conséquence de ce processus est l’existence dans le champ de pression moyen d’altitude, notamment de l’hémisphère nord, de talwegs dits « permanents », précisément situés au-dessus des trajectoires principales empruntées par les AMP pour sortir de l’Arctique (les « vagues de 8 000 km », étrangement « fixes » pour des ondes, ne sont ainsi qu’un artifice graphique). La diminution de pression et de température au-dessus de l’air froid s’accentue considérablement avec l’altitude : la zonalité des isobares, des isothermes et des lignes de flux est ainsi de plus en plus perturbée avec l’altitude (fig. 25), l’axe du talweg ainsi formé constituant en outre « une région de mouvements verticaux ascendants maximaux » (ibid., 1988).

FIG. 25 – Champ de vent et de pression au-dessus d’un AMP (schémas).

Cette amplification avec l’altitude des déformations des champs de pression, de température et de vent, conséquence qui atteint ainsi une toute autre échelle que le phénomène de basses couches qui lui a donné naissance, rend le phénomène immédiatement perceptible sur les cartes des niveaux supérieurs, et explique sans doute l’importance exagérée accordée à ces niveaux. Dans le nord du talweg s’insère la dépression plus creuse qui prolonge en altitude le cyclone de basses couches. À l’échelle synoptique, l’observation des cartes météorologiques montre la formation d’un talweg d’altitude avec l’apparition d’un AMP, la permanence de ce talweg qui surmonte (avec un décalage vers l’ouest de l’axe du talweg dans les niveaux supérieurs) et qui accompagne vers l’est un AMP actif se déplaçant dans les basses couches. La dépression ouverte vers le nord (talweg), se ferme éventuellement vers le sud (hémisphère nord) sur les marges tropicales, sous la forme d’une goutte froide, lorsque l’anticyclone mobile en atteignant des latitudes méridionales s’enfonce dans la structure tropicale.

L’existence et le déplacement du talweg sont conditionnés par l’AMP : le talweg naît avec lui, se déplace avec lui, ralentit ou s’arrête en fonction des conditions rencontrées par l’AMP, et disparaît lorsque l’AMP réchauffé et affaibli s’intègre dans une AA, et ne provoque plus de transferts verticaux importants vers les couches supérieures. Le talweg d’altitude, c’est-à-dire l’ondulation d’ouest, d’autant plus creusé que l’AMP responsable est puissant, est donc une conséquence, mais n’est assurément pas la cause des phénomènes de basses couches.

Le temps associé à un AMP

Le passage d’un AMP entraîne une variation de tous les paramètres météorologiques, avec une grande variété de comportements en raison des multiples intervenants, dont les facteurs géographiques ne sont pas les moindres, et en raison des modifications incessantes du dynamisme et des caractères des AMP, comme des flux environnants. Considérons l’évolution du temps associé au passage d’un AMP dans l’hémisphère nord (fig. 22).

• Avant l’arrivée de l’AMP, la direction du flux antérieur tourne progressivement au secteur sud, la température augmente et il fait chaud (de façon relative ou absolue), en raison de l’origine méridionale du flux dévié, qui accroît généralement l’humidité relative. La vitesse du flux de sud augmente graduellement jusqu’à atteindre la violence de la tempête, en cas d’AMP puissant, ou en cas de canalisation orographique ou dans un couloir entre deux AMP. Le flux de sud fortement accéléré peut s’organiser en véritable jet de basses couches, puis de couches moyennes quand le flux dévié passe au-dessus de la face avant de l’AMP, sur le versant oriental du talweg d’altitude. Tel est en particulier le cas sur la côte est de l’Amérique du Nord où débouchent de vigoureux AMP, notamment en hiver (Kocin et Uccellini, 1990). Des circonstances identiques concernent le débouché asiatique des AMP sur les mers du Japon et de Chine, et dans une moindre mesure l’Europe du Nord et centrale ; ces trois régions réalisent d’intenses transferts horizontaux, et verticaux qui en font des « régions permanentes de renforcement du jet ». Au-dessus de l’Atlantique nord-ouest et du Pacifique nord-ouest les échanges bénéficient des apports énergétiques considérables de l’alizé maritime chaud, humide, instable, dont le potentiel précipitable est très élevé (cf. fig. 17).

• Dans le couloir dépressionnaire (et a fortiori dans la dépression fermée), la pression baisse, il fait chaud (vent de sud), le vent faiblit, les mouvements horizontaux étant relayés par les mouvements verticaux qui entraînent la décélération du vent au sol (mais à l’inverse une accélération en altitude). Le soulèvement provoque la formation de nuages de plus en plus denses, et la pluie commence.

• Le front ou surface de contact et d’affrontement entre l’air froid et les flux environnants, peut être comparé sur la face avant de l’AMP à la lame convexe d’un chasse-neige déviant, repoussant, soulevant l’air moins dense. Le rôle de l’AMP est essentiellement mécanique, il est lui-même d’autant plus sec qu’il est froid et inapte à s’élever, et la pluviosité est principalement alimentée par les flux environnants. Les nuages sont de deux types principaux, soit développés en altitude et associés à l’ascendance, soit stratiformes et résultant du contact avec l’air froid. Les formations nuageuses atteignent sur la face avant de l’AMP leur développement vertical maximal, conditionné par la puissance de l’impulsion et la richesse énergétique du ou des flux soulevé(s). Les formations nuageuses, et éventuellement des dépressions fermées à l’intérieur du couloir dépressionnaire, remontent et s’épaississent (photo 1, in I-2-A) en direction du nord avec le flux vecteur. Le développement des formations nuageuses est optimal en été où les cumulonimbus peuvent ajouter la grêle à la pluie, en hiver le froid mêle la neige aux précipitations liquides. Des manifestations orageuses se produisent localement avec tonnerre et coups de vent, les pluies estivales étant plus orageuses que les pluies hivernales.

• Après le passage du front la densité des nuages se réduit, les précipitations diminuent d’intensité, puis s’arrêtent, la pression augmente. Le vent souffle du nord, ou de l’est en fonction de la position dans l’AMP, éventuellement en rafales subsidentes accompagnées de chasse-sable ou chasse-poussière, ou chasse-neige d’accélération, la température baisse et l’air est plus sec. La stabilité anticyclonique se manifeste diversement selon la saison, par un froid intense et des brouillards de rayonnement nocturne, givrants en hiver, favorisés par une absence de vent (calme au centre de l’AMP). Une grande luminosité, un intense ensoleillement au centre de l’anticyclone, ainsi que des vents faibles à nuls, entraînent une forte élévation de la température diurne, notamment mais pas seulement en été, et une forte amplitude journalière. Des nuages de l’étage moyen, de contact et de type stratiforme, peuvent éventuellement couvrir l’AMP, lorsque sa taille est modeste et que les formations nuageuses périphériques se rejoignent, ou lorsque l’humidité de la strate supérieure est encore forte, nuages qui masquent partiellement ou totalement le Soleil, les écarts thermiques diurnes étant alors réduits. En ville la pollution est maximale, par absence de vent et subsidence (tassement) de l’air, et par recomposition photochimique lorsque le soleil brille (sous l’action des OC dont les UV). En montagne hivernale, en moyenne au-dessus de 1 500 mètres, c’est-à-dire au-dessus de l’anticyclone, le soleil brille sur les champs de neige tandis que les vallées envahies par l’air froid de l’AMP sont masquées par les nuages stratiformes plaqués sur le sommet de l’anticyclone (photos 33 et 34).

Photo 33 – Vallée alpine envahie par l’air froid en hiver (cliché M. L.). Le sommet de l’AMP est coiffé par des nuages stratifiés, le brouillard de rayonnement couvre les surfaces humides : rivière (Dranse de Morzine) et forêt. La couverture nuageuse interdit l’insolation et la température évolue peu en cours de journée dans la vallée, alors plus froide que les sommets. Une telle stratification aéro-logique est d’une importance considérable pour la concentration de la pollution, notamment quand la vallée n’a pas d’exutoire à faible altitude, l’air des AMP n’étant alors lentement évacué que par les éventuelles brises soufflant vers les sommets.

Photo 34 – Les Alpes noyées dans la mer de nuages (cliché M. L.). La partie supérieure des nuages qui coiffent un AMP coupe les sommets à la même altitude. Le soleil brille au-dessus de la mer de nuages, les vallées sont plus froides que les sommets pendant le jour. La stratification aérologique imposée par les AMP détermine l’altitude des villages et stations voulant bénéficier d’un bon ensoleillement : au-dessus des AMP et de la couche de nuages, soit en moyenne au-dessus de 1 500-1 600 mètres.

• L’approche de la face arrière de l’AMP (très improprement appelée front chaud, sachant que de l’air chaud est absolument incapable de déplacer de l’air froid, et constituant un front froid, cette appellation étant un pléonasme en raison des conditions de densité) s’annonce par une baisse de pression, un vent tournant au sud, une nébulosité croissante et un début de précipitations.

L’activité du front arrière de l’AMP est généralement moindre que celle du front avant, notamment moins orageuse. Le déplacement de l’AMP vers l’est et l’étalement de l’air froid vers l’ouest ici se contrarient, atténuant ainsi la vigueur de l’impulsion ascendante. Les pluies reprennent, puis s’atténuent tandis que la migration de l’AMP laisse la place à l’air chaud originaire du sud.

• Au nord de l’AMP, dans le cyclone, le temps est caractérisé par des basses pressions, des mouvements ascendants vigoureux, une forte nébulosité, des pluies intenses et des vents violents, pouvant souffler en tempête. La dépression ne forme cependant pas un tourbillon parfait (comme dans un cyclone tropical), en raison des différences de densité entre les flux convergents, l’asymptote de confluence entre l’air froid et l’air chaud restant marquée quasiment jusqu’au cœur des basses pressions.

L’AMP commande aussi bien le mauvais temps que le beau temps, les conditions de l’activité étant fonction des saisons et des conditions géographiques locales. Elle changent aussi constamment tout au long d’une trajectoire, tel AMP peut en début de trajectoire provoquer d’intenses soulèvements, puis après évolution il peut à son tour alimenter (au moins par sa face postérieure réchauffée) les ascendances provoquées par un AMP plus puissant et/ou plus récent. Sur le pourtour chaud de l’AMP domine l’instabilité (vent souvent violent) et l’ascendance se traduit par des formations nuageuses et des précipitations. Après le passage du front qui ourle l’AMP le vent change de direction et dans l’AMP froid règne la stabilité (notamment au centre de l’anticyclone).

Le temps associé aux AMP est encore modifié par les conditions rencontrées en cours de route, en fonction de la nature du sol, ou par les interférences aérologiques ou orographiques. Les océans offrent en permanence les conditions de déplacement et d’alimentation des nuages les plus favorables, et c’est au-dessus d’eux que s’observent les configurations les plus nettes. Sur les photos 1 et 2 (in 1-2-A) les formations nuageuses dessinent un anneau presque continu sur le pourtour des AMP. Les conditions sont différentes sur les continents, où l’évolution thermique plus rapide assèche les flux et réserve les formations nuageuses à la face avant où les ascendances sont les plus fortes. Des temps particuliers se manifestent, comme par exemple sur les régions arides asiatiques : dans la cuvette touranienne, où les AMP défilent plus facilement en été, leur partie sud réchauffée se manifeste par les sukhovei, vents d’est, chauds, secs et chargés de poussière.

AMP et « front polaire »

Il faut souligner que la notion de « front polaire » doit être très sérieusement révisée. Non sur le principe physique : des surfaces d’affrontement entre masses d’air de densités différentes sont constamment observées, mais il ne s’agit pas nécessairement d’un affrontement entre air polaire et air tropical le long d’une discontinuité ininterrompue. On ne peut pas non plus différencier de manière statique des masses d’air caractéristiques (arctique, polaire, tropical, maritime ou continental), une telle systématisation étant inutile en raison de la constante évolution le long d’une trajectoire. À l’intérieur d’un AMP, et à l’extérieur les flux déviés, ne sont pas absolument homogènes et passent progressivement d’un type à un autre, en incessante transformation du froid vers le chaud, et/ou du sec vers l’humide, et inversement. Une surface d’affrontement dite « front polaire » n’est pas continue, elle n’ondule pas, tandis qu’aucun front (arctique, polaire, méditerranéen…) ne s’installe en permanence ou saisonnièrement, en quelque endroit que ce soit, puisque tout est mobile.

Chaque AMP (tant qu’il bénéficie de l’avantage de la densité) organise autour de lui une surface d’affrontement (front) sur une épaisseur de l’ordre de 1 500 mètres, notamment pour les formations nuageuses de contact (et non en ce qui concerne le front jusqu’à la tropopause comme sur les schémas classiques). Les nuages de type cumulonimbus se développent par contre nettement plus haut que l’AMP ou que le front lorsque les ascendances sont intenses. Le couloir dépressionnaire, le front périphérique et le cyclone naissent avec l’AMP, se déplacent avec lui, évoluent en fonction de l’évolution propre de l’AMP, leur activité s’atténue si l’AMP s’affaiblit, ou elle reprend vigueur si l’AMP est renforcé par une advection nouvelle. Cette configuration Anticyclone/Dépressions se désorganise lorsque l’AMP perd sa puissance, et/ou sa cohérence, et disparaît lorsque l’AMP perd son autonomie en s’intégrant dans un autre AMP ou dans une agglutination anticyclonique.

Interférences entre AMP

Les modalités des interférences aérologiques sont conditionnées par les densités respectives des anticyclones, l’air le plus dense (le plus froid) conservant l’avantage. Les modalités sont multiples et en raison des évolutions thermiques respectives elles sont sans cesse remises en question tout au long d’une trajectoire. Un AMP actif en début de trajectoire peut en fin de parcours jouer le rôle de l’air chaud, et être dissipé (dévié vers le pôle) partiellement (ou totalement) par un autre AMP plus récent et puissant.

Lors d’une interférence entre deux AMP, ou entre un AMP et une AA, le rétrécissement du couloir dépressionnaire intermédiaire entraîne d’abord, par accélération du flux pris en tenaille, une recrudescence des phénomènes pluvio-orageux dans l’air soulevé sur les versants des deux AMP (fig. 26-a). Entre deux AMP voisins et jointifs s’organise alors une intense activité (fig. 26-b). Le second AMP dévie le flux de sud chaud vers la face arrière de l’AMP précédent, flux qui ne peut alors que s’élever au fond de l’entonnoir aérologique formé par les deux AMP. La dépression dynamique est d’autant plus creusée que l’advection d’air est vigoureuse, chaude et humide surtout lorsque le second AMP atteint des latitudes plus basses que le premier (cf. photo 9 et photo 36).

FIG. 26-a – Interférences entre AMP : surface et coupes verticales (schémas).

La perturbation norvégienne, à deux fronts, n’est donc en réalité que l’association graphique d’un court fragment de la face arrière de l’AMP1 (appelé front chaud), de la dépression intermédiaire entre les deux AMP, et d’un court fragment de la face avant de l’AMP2 (appelé front froid). Ce modèle « classique » a été proposé en 1922, 40 ans avant le satellite, et il représente encore le dogme plus de 30 ans après. L’étroite fenêtre centrée sur la dépression a d’abord été limitée par les moyens d’observation, mais elle a été encore après le satellite restreinte par les œillères du dogme. En raisonnant à partir de cette représentation tronquée des phénomènes, il est effectivement impossible de déterminer le facteur mécanique qui provoque l’ascendance et de préciser l’origine de l’énergie libérée dans la dépression… Avec un tel champ de vision le recours à l’« altitude » ne représente ainsi qu’un « pis-aller », qu’une « échappatoire », qui ne peut en aucun cas aboutir à une explication. Cette vision partielle qui isole la dépression de son contexte aérologique, conduit en effet à une inversion de la logique des phénomènes puisqu’elle considère comme la cause ce qui n’est que la conséquence. Cette configuration (fig. 26-b), transitoire et évolutive puisqu’elle dépend de deux AMP de dynamiques indépendantes, peut se maintenir si les deux AMP se déplacent à des vitesses sensiblement égales. Si les deux AMP s’écartent (comme par exemple sur l’Amérique du Nord lorsque le relief des Appalaches coupe en deux les AMP de grande dimension), la dépression remonte dans le couloir intermédiaire, en occupant l’espace libéré par le premier AMP (cf. fig. 29). Mais si les AMP se rejoignent (le premier étant par exemple freiné par un relief) l’activité décroît par réduction progressive de l’alimentation dans le couloir intermédiaire (fig. 26-a). Les fronts se confondent, l’activité s’arrête (frontolyse), les formations nuageuses résiduelles sont rejetées en altitude (front occlus). Les anticyclones se soudent si leurs caractères massiques sont voisins, et la discontinuité qui les sépare s’estompe progressivement dans l’agglutination ainsi formée.

FIG. 26-b – Dépression entre deux AMP (schéma). Le cadre rectangulaire « isole » artificiellement la dépression. C’est ainsi qu’est présenté, sans modification depuis 1922, le « cyclone norvégien » ou la « perturbation des latitudes moyennes » (légende : voir fig. 26-a).

La rencontre entre AMP peut encore revêtir d’autres formes, comme le montre la situation du 5 au 7 octobre 1989 sur l’Atlantique et l’Europe occidentale (photo 35 et fig. 27). Un AMP de trajectoire canadienne (AMP2) pénètre sur l’Atlantique par le sud du Groenland. Il reçoit alors un renfort catabatique vigoureux et rapide d’air froid descendu du Groenland, et s’écoule avec une forte composante méridienne en direction de l’Europe. Il pénètre ainsi puissamment dans l’AMP1 qui le précède. Son intrusion brutale rejette violemment en direction de l’Atlantique (en suivant le sens anticyclonique) l’air de l’AMP1, bloqué par les Alpes et les chaînes Pyrénées-Cantabriques, ce dernier alignement faisant office de tremplin vers l’ouest : L’éjection brutale provoque sur l’Atlantique la formation d’un double vortex, et d’une tempête d’autant plus inattendue qu’elle se produit à contre-courant du déplacement habituel des phénomènes.

FIG. 27 – Synthèse de l’évolution des AMP du 5 au 7 octobre 1989 sur l’Atlantique et l’Europe occidentale (d’après les clichés NOAA).

Photo 35 – Le 6 octobre 1989 à 09 h UTC, NOAA, VIS (CMS-Lannion).

L’interférence entre anticyclones, notamment lorsque des AMP se poursuivent sur l’océan, donne l’impression d’une organisation, selon l’expression consacrée, en famille de perturbations. Mais il ne s’agit que d’une impression, souvent graphique, puisque chaque AMP est initialement indépendant et possède jusqu’à la fusion (dans un autre AMP ou dans une AA) une origine, une trajectoire et des caractères propres en évolution constante.

Le temps associé à la dynamique des AMP est encore étroitement dépendant des particularités géographiques. En illustration nous examinons deux exemples d’échelles différentes, celui de l’Amérique du Nord et celui de la France.

La dynamique du temps en Amérique du Nord

Le climat de l’Amérique du Nord est censé être commandé par une onde d’altitude (Rossby wave), dont la position est ancrée par les Rocheuses. Cette onde formerait une crête dirigée vers le nord de la chaîne, puis un creux au-dessus de la vallée du Mississipi et remonterait vers le nord-est le long du littoral oriental. Cette onde, plus creusée en hiver et moins incurvée en été, serait « capable de diriger l’air polaire profondément vers l’intérieur et très loin vers le sud » (Henderson-Sellers et Robinson, 1986). L’imagerie satellitale et les cartes synoptiques ne confirment pourtant nullement cette hypothèse (photo 36). Ce concept est néanmoins quasi-unanimement partagé (c’est ici qu’est née la théorie des ondes), bien qu’il fasse encore appel à un « miracle physique » : une onde d’altitude commanderait (sans que soit précisé comment) le déplacement d’immenses anticyclones froids, de températures souvent très inférieures à 0° C et de puissance dépassant 1 050 hPa… En outre, l’onde et le jet seraient tendus en été, mais incurvés en hiver, en contradiction avec le principe des indices de circulation, principe qui est censé régir les échanges méridiens par les ondes d’altitude. Ce concept inverse les priorités entre niveaux, de façon difficilement concevable puisqu’il occulte notamment l’énorme puissance des AMP parfois gigantesques, ainsi que leur origine et leur déplacement sur le continent nord-américain.

Photo 36 – Le 27 février 1996 à 18 h 45, VIS, GOES 8 (d’après Explorer Arc NASA). L’AMP « a », rencontre l’AMP « b » de trajectoire Scandinave, pénètre dans l’AA de l’Atlantique nord-est qui alimente sur sa partie sud la mousson amazonienne (m) et accélère l’alizé maritime (al) qui se dirige vers le Golfe du Mexique. Ce flux est soulevé par les Appalaches puis par la face avant de l’AMP « c », dévié en direction de l’entonnoir « d » formé par la face arrière de « a » et la face avant de « c ». Ce dernier AMP, qui descend vers le Golfe, est arrêté à l’ouest par les Rocheuses. Sur le Canada s’étend le puissant AMP « e ». Sur le Pacifique l’AMP « f » rejoint l’AA dite des Hawaii.

Nous présentons ici la dynamique de basses couches organisée par les AMP, qui commandent le temps et le climat de l’Amérique du Nord.

L’Amérique du Nord est massive et plane dans son ensemble. Les Rocheuses forment une barrière aérologique presque étanche, notamment pour l’air dense, du nord de l’Alaska jusqu’au sud du Mexique, de 70° N à 18° N, et délimitent deux espaces dynamiquement très différents.

La côte ouest bénéficie d’une situation comparable à celle du versant oriental de l’Atlantique. Les AMP en se déplaçant vers l’est font remonter vers le littoral le potentiel précipitable pacifique, qui est soulevé et canalisé en direction du nord par le versant ouest des Rocheuses (photo 37) jusque sur la côte sud de l’Alaska, qui doit la clémence de son climat à cette advection de sud et au relief qui la protège des advections directes d’air froid. La côte ouest reçoit également des AMP déjà évolués, mais connaît cependant des descentes directes d’AMP par la Mer de Béring, responsables des coups de froid les plus sévères. La rencontre du continent provoque la formation d’une AA (dite des Hawaii ou de Californie) qui alimente le flux d’alizé. Trois secteurs, d’étendue variable en fonction de la saison, se partagent ce littoral aux températures clémentes : au nord (notamment en Alaska) les régions atteintes par le flux de sud dévié sur la face avant des AMP reçoivent des pluies abondantes, au centre le secteur couvert par l’AA à une latitude plus méridionale en hiver qu’en été est alternativement pluvieux et non-pluvieux (en fonction de la saison), au sud notamment sur la Basse Californie le secteur balayé par la circulation d’alizé naissant est non-pluvieux (inversion d’alizé stérilisante, cf. II-4). S’ajoute encore plus au sud (de 15° S vers l’équateur) en été (fig. 14) le secteur de la mousson panaméenne (pluvieux en été).

Photo 37 – Le 6 juin 1992 sur le Pacifique nord-est, GOES 7, VIS (d’après IONIA, ESA/ESRIN). Un AMP, avant d’atteindre le relief et de s’intégrer dans l’agglutination anticyclonique (dite « des Hawaii » ou « de Californie »), provoque sur sa face avant la remontée d’air humide le long du versant occidental des Rocheuses en direction de l’Alaska.

À l’est des Rocheuses, l’Amérique est largement ouverte sur l’Arctique entre les hautes terres de l’Alaska et celles de l’île d’Ellesmere, la présence du Groenland faisant de cette ouverture l’exutoire privilégié des AMP. Dans les grandes plaines la continentalité est forte, d’intensité croissante en direction de l’ouest, l’Atlantique étant le fournisseur du potentiel précipitable. Dans le sud-est et le Golfe du Mexique arrive l’alizé maritime chaud et riche d’un potentiel abondant. Ce flux est attiré vers l’intérieur du continent à chaque passage d’AMP par les basses pressions qui les précèdent. La chaîne des Appalaches est modeste sur le plan orographique, mais son rôle est important : avec les Rocheuses elle forme une sorte d’entonnoir qui canalise les AMP vers le sud en direction du golfe du Mexique, et ce faisant elle provoque éventuellement la coupure d’AMP étendus. Elle détermine ainsi deux trajectoires vers l’Atlantique, une au sud par le bassin du Mississipi (plus fréquentée en hiver) et une au nord par les Provinces Maritimes du Canada (plus fréquentée en été). Elle canalise également sur son versant est et sur le littoral oriental la remontée vers le nord-est de l’alizé atlantique et des dépressions.

• En hiver (fig. 28) le caractère continental est amplifié par l’englacement, et il n’y a pas de potentiel précipitable avant les Grands Lacs. Les AMP ont leur puissance maximale (certains d’entre eux couvrant la presque totalité des régions basses) ; leur trajectoire est méridienne et les descentes directes vers le Golfe sont fréquentes (northers : cf. II-2). Les contrastes thermiques sont très grands et l’impulsion très forte sur le flux dévié en direction du nord : des AMP très étendus peuvent ainsi provoquer une remontée directe, du Golfe jusqu’au Groenland, et à grande vitesse, de la chaleur et du potentiel tropical. Les précipitations sont abondantes (dans l’est), neigeuses au nord et souvent violentes, accompagnées de tempêtes (blizzard, poudrerie). Les écarts de température sont considérables, parfois dans la même journée qui voit alterner air chaud du sud et air glacial du nord. Dans l’ouest des grandes plaines, où l’humidité atlantique pénètre difficilement à cause du mouvement vers l’extérieur de l’air sec et froid, les dépressions mobiles à l’avant des AMP attirent par dessus les Rocheuses l’air pacifique chaud, qui redescend ensuite sur le versant est avec un intense effet fœhn (chinook). La violence des perturbations s’exprime parfois de façon dramatique, comme en mars 1993. La figure 29 schématise la dynamique de cet épisode : le 10 et le 11 un énorme AMP descend en direction du Golfe ; il l’atteint le 12 et provoque le creusement d’une profonde dépression accompagnée de pluies diluviennes orageuses à partir du Yucatan, et lors de son déplacement vers le nord-est des inondations sur Cuba et des tornades sur la Floride. Le 13 sous l’influence des Appalaches l’AMP se divise en deux, la partie méridionale continue à descendre vers le sud sur le Golfe du Mexique, la partie septentrionale part vers l’est sur l’Atlantique ; la baisse de pression est très forte entre les deux branches anticycloniques, l’alimentation abondante en air chaud impulsée par l’AMP sud situé sur le Golfe ne peut que s’élever au-dessus des Appalaches et de l’AMP nord qui lui barre la route. Le 14 la branche nord se détache, forme un AMP indépendant qui s’éloigne vers l’est sur l’Atlantique. En libérant le passage, ce départ permet à la dépression associée à l’AMP sud (qui provoque le transfert vers le nord de l’énergie tropicale) de poursuivre sa remontée sur la face arrière de l’AMP nord, vers le Québec, puis le détroit de Davis qui est atteint le 15. Cette perturbation, d’abord tempête tropicale intense et pluvieuse, puis violente tempête de neige avec des hauteurs record dépassant 100 cm dans les Appalaches (150 cm dans le Tennessee), a fait plus de 270 victimes à Cuba, dans l’est des Etats-Unis et au Québec, et a été appelée blizzard of the century (Forbes et al., 1993), supertempête (superstorm, Kocin et al., 1995) ou la tempête du siècle au Québec.

FIG. 28 – Dynamique hivernale du temps sur l’Amérique du Nord (schéma de surface).

FIG. 29 – Genèse de la « tempête du siècle » (blizzard of the century) : 10 au 16 mars 1993, d’après les cartes de surface du BME.

• En été (fig. 30), la baie d’Hudson dégelée et les nombreux lacs canadiens ajoutent un supplément non négligeable à un potentiel précipitable atlantique qui atteint son maximum. Les AMP sont moins puissants, mais de façon toute relative car ils conservent le premier rôle dans la dynamique. Ils descendent moins rapidement vers le sud et la trajectoire par les Provinces Maritimes canadiennes (au nord des Appalaches) est la plus fréquentée en direction de l’Atlantique. Cette présence amoindrie de l’air froid sur les grandes plaines permet une meilleure pénétration de l’air atlantique par le Golfe du Mexique vers l’intérieur où la pluviosité s’améliore. Mais des contrastes existent toujours entre l’air venu du nord, et l’air chaud du sud qui devient plus instable en se réchauffant sur le continent. Sur la face avant des AMP, principalement au printemps et au début de l’été quand les contrastes sont les plus forts, se forment les redoutables tornades. La tornade, tornado ou twister, c’est-à-dire « tempête tournante très violente de petit diamètre » (WMO, 1992), est la « tempête la plus destructive de l’atmosphère compte tenu de sa dimension et de sa durée ». Isolées ou groupées les tornades se déplacent vers l’est, nord-est en suivant le flux chaud dévié en avant des AMP. Elles peuvent aller vers l’intérieur jusque dans l’état d’Alberta au Canada occidental, mais leur fréquence est maximale dans la partie centrale des États-Unis, du Golfe du Mexique jusqu’aux Grands Lacs. Elles se forment à la base d’un nuage à grand développement vertical (de type cumulonimbus formant une supercellule) et manifestent jusqu’au sol la vitesse considérable des mouvements ascendants à l’intérieur du nuage. Les tornades sont aussi associées à la pénétration des cyclones tropicaux (hurricanes) sur le continent, qui se produit encore sur la face avant des AMP. Le pourtour du Golfe du Mexique et la côte est, ainsi que le sud du littoral pacifique connaissent en été (notamment en fin d’été) la violence des hurricanes (cf. II-6).

FIG. 30 – Dynamique estivale du temps sur l’Amérique du Nord (schéma de surface).

Ainsi, sauf sur la côte ouest relativement protégée, le temps est très changeant, passant du froid excessif à la chaleur torride et les perturbations sont très violentes. Ces excès météorologiques d’hiver et d’été relèvent de la dynamique des AMP qui traversent dès leur sortie de l’Arctique les territoires situés à l’est des Rocheuses. C’est à cette situation sur la trajectoire des AMP récents que ces régions de l’Amérique du Nord doivent principalement leur spécificité climatique : la rigueur du climat fait oublier que Montréal est à la latitude de Bordeaux et New York à celle de Naples.

La dynamique du temps en France

La position de finistère ouest-européen facilite l’advection d’un potentiel précipitable abondant, n’autorise l’installation d’aucun centre d’action thermique stable (AA ou dépression), et place la France dans une situation privilégiée en « bout de course » des trajectoires américano-atlantiques des AMP. Cette situation n’intervient qu’à un degré moindre lorsqu’un AMP s’écoule directement à l’est du Groenland, trajectoire méridienne responsable des vagues de froid les plus sévères (Leroux, 1990, 1991).

Relief et AMP

Le relief est modeste dans son ensemble, puisque les hauteurs sont rejetées sur les limites du territoire, mais un relief de l’ordre de 1 000 mètres peut avoir une influence aérologique déterminante. Le Massif Central, morcelé, présente une bordure élevée dans sa partie orientale, au-dessus du couloir rhodanien. Les Vosges sont aisément contournables, le Jura est d’altitude modeste mais plus étiré dans le sens méridien. Les Alpes massives et continues constituent un barrage pour l’air dense, qui ne peut que les contourner, par le nord (avec éventuel déversement sur la ligne de faîte du Jura et des Vosges, et déchirure de fœhn sur le versant est), et par le sud vers la Méditerranée. L’alignement Chaînes Cantabriques-Pyrénées forme un autre barrage vers le sud, adossé aux hautes terres ibériques (plateau et sierras). Les hauts reliefs forment ainsi un entonnoir orographique, encombré par le Massif Central et débouchant sur le bassin occidental de la Méditerranée, entonnoir dans lequel s’engouffrent les AMP.

La figure 31 illustre de manière schématique les conséquences de l’interférence entre le relief et les AMP. Soulignons les faits essentiels, principalement associés à la partie antérieure des AMP où les phénomènes sont les plus vigoureux, voire les plus violents.

FIG. 31 – Influence du relief sur la dynamique des AMP en France : schéma moyen.

• La situation 1 rappelle qu’à l’avant de l’AMP la circulation est cyclonique ; le potentiel précipitable provient ici de l’Atlantique, sans entrave avant les reliefs espagnols (photo 38). Les régions nord et ouest du pays au sens large connaissent en toutes saisons, avec des vitesses plus élevées en hiver, une alternance de vents à forte composante sud (S. W), chauds et ascendants, et des vents à forte composante nord (N. E), froids et subsidents.

Photo 38 – Le 4 octobre 1995 à 13 h 30 UTC, NOAA, VIS (d’après Dundee Univ.). Un AMP de trajectoire méridienne directe s’écoule à l’est du Groenland (trajectoire islandaise), recevant au passage un renfort descendu du Groenland. Il provoque sur sa face avant une intense remontée d’air atlantique vers l’ouest de la France, advection de sud qui n’est pas encore coupée par le relief ibérique.

• La situation 2 schématise l’interférence avec les reliefs qui bloquent la translation d’ensemble vers l’est et vers le sud. L’air des AMP ne peut franchir l’alignement Cantabriques-Pyrénées, mais le flux de sud qui vient de l’Atlantique en traversant la péninsule ibérique s’élève le long du versant espagnol des Pyrénées, et descend (vent d’Espagne, ou haïze hegoa du Pays Basque) sur le versant français avec un effet fœhn prononcé. Le couloir dépressionnaire antérieur attire aussi vers la France le potentiel hydrique de la Méditerranée : le littoral est envahi par le marin, qui se prolonge vers l’intérieur en vent d’autan, entre Pyrénées et Massif Central, et par le couloir rhodanien où le vent du midi transporte la chaleur vers le nord, la canalisation accroissant la vitesse de ces flux instables, de turbulence naturelle et forcée.

• La situation 3 suit l’invasion du territoire par l’AMP, prisonnier de l’entonnoir orographique dont il déborde au nord, au sud et à l’ouest (cf. fig. 8). Sous pression croissante vers le fond de l’entonnoir l’air s’écoule vers la Méditerranée en empruntant les couloirs : bise à l’ouest du Jura et sur le plateau lémanique, mistral dans la vallée du Rhône, tramontane entre Pyrénées et Massif Central, cers en Narbonnaise (et plus au sud cierzo en Catalogne). Un AMP puissant glissant lentement sur la France, peut cependant ne pas entraîner d’écoulement accéléré, mais amener au contraire une grande stabilité anticyclonique. Les parties basses des vallées sont dans l’air froid et stable, sur la face avant de l’AMP le flux de sud humide s’élève au-dessus des Alpes, les sommets étant alors dans l’air chaud et les versants sous le vent de ce flux (la lombarde) subissant un effet fœhn intense.

• La situation 4 concerne plus précisément la Méditerranée. L’écoulement de l’air froid, sous pression, rejeté en mer vers le sud-est par le relief (notamment les Maures et l’Estérel) qui protège la Riviera du mistral, est ralenti ou momentanément arrêté par la façade ouest des reliefs corse et sarde. La remontée de sud, dans le couloir formé d’un côté (à l’ouest) par les façades orientales des îles colmatées par la face avant de l’AMP, et de l’autre côté (à l’est) par la chaîne de l’Apennin, est canalisée vers le nord jusque dans le bassin de Gênes (photo 3 in I-2-A). Le passage vers le nord étant aussi barré par le relief, le flux de sud chaud et humide ne peut alors que s’élever, parfois avec violence, creusant la dépression ligure dite aussi dépression de Gênes. Cette dépression est une conséquence dynamique, et elle n’est certainement pas d’origine thermique comme on l’écrit parfois encore. L’air froid poursuivant sa progression vers le sud-est, la dépression du golfe de Gênes n’est pas immédiatement comblée, sa disparition intervenant lorsque l’AMP se plaque sur l’Apennin, coupant l’alimentation en air chaud du sud.

Les physionomies saisonnières, en évolution constante, connaissent deux situations extrêmes bien caractérisées, d’hiver et d’été.

La dynamique hivernale

Pendant la période hivernale (fig. 32) les AMP ont leur plus forte puissance, les vitesses sont maximales et les perturbations sont violentes. La trajectoire méridienne directe, responsable des coups de froid les plus vifs, atteint sa fréquence maximale. Le potentiel précipitable est minimal, mais les AMP ont une trajectoire méridionale qui leur permet de dérouter vers le nord un potentiel venu des marges tropicales. Les AMP ont également la puissance nécessaire pour s’engouffrer dans les ensellements, notamment entre la sierra Nevada et l’Atlas, et pour franchir le plateau espagnol par déversement, et provoquer ainsi la remontée du potentiel méditerranéen en direction de la France.

FIG. 32 – Dynamique du temps hivernal en France : schéma de surface.

Sur le nord de l’Europe s’étend souvent une apophyse de l’AA eurasienne, entretenue par le comportement thermique continental, composite et constamment traversée par des AMP venus directement du bassin arctique. Les AMP de trajectoire Scandinave ne peuvent plus s’écouler aisément vers l’est, forment le bord ouest de cette AA et constituent avec le Jura et les Alpes un véritable barrage méridien pour les AMP venant de l’Atlantique. Le blocage des AMP de moindre densité peut avoir plusieurs effets :

• Dans le couloir dépressionnaire situé entre l’AMP et l’AA/jura-Alpes le flux de sud est accéléré, vent fort et précipitations abondantes peuvent atteindre le stade de la tempête.

• La réunion de l’AMP et de l’AA coupe l’alimentation de sud dans les basses couches ; l’AMP s’intègre partiellement dans les hautes pressions continentales, tout en migrant vers le sud dans l’entonnoir orographique, entraînant une reprise des flux de nord vers la Méditerranée (cf. fig. 26-a).

• Un nouvel AMP provoque une confrontation comparable, avec accélération du vent et pluies intenses, mais plus à l’ouest (comme en janvier 1995 sur la Bretagne).

À l’échelle saisonnière la stabilité anticyclonique est plus grande dans la partie orientale du pays (qui n’est en aucun cas atteinte par de l’air sibérien) couverte par les AMP scandinaves froids et ralentis, tandis que les tempêtes hivernales sont plus fréquentes dans sa partie occidentale, notamment dans la péninsule bretonne. Le glissement en masse vers le sud accélère la circulation du mistral et renforce la pluviogenèse sur la Méditerranée. L’AA continentale étendue sur l’Europe centrale et débordant sur le bassin oriental (voire occidental) de la Méditerranée est susceptible (sur sa face sud) d’alimenter un flux d’est, le levante (cf. photo 18). Des situations anticycloniques couvrant l’Atlantique, l’Europe et la Méditerranée peuvent se maintenir sur de longues périodes, et provoquer une absence remarquable de précipitations (notamment neigeuses en montagne), comme par exemple au cours des hivers de 1988 à 1993 (cf. fig. 10, tabl. 11 et 12, et I-2-B). Pendant 3 mois, de décembre 1992 à février 1993, le déficit pluviométrique a dépassé 50 % dans la moitié sud de la France, et a été supérieur à 70 % dans le sud-est (fig. 33). La sécheresse a été localement sévère : Montélimar n’a reçu que 25 % de sa normale, Marignane 16 %, il n’est tombé que 18 mm à Saint-Flour, ou 0,3 mm à Embrun en 11 semaines, du 10 décembre 1992 au 28 février 1993, soit pendant 80 jours. La dissymétrie pluviométrique corse souligne la dynamique exprimée par les figures 31 et 32, le versant ouest est soumis au caractère anticyclonique, tandis que le versant oriental bénéficie des remontées de sud à l’avant des AMP.

FIG. 33 – Déficit pluviométrique sur la France (en pourcentage par rapport à la normale) au cours de l’hiver 1992-93 (décembre-janvier-février), d’après Leroux et al., 1994, carte établie par J. Comby.

La dynamique estivale

Le potentiel précipitable est optimal en été mais les AMP possèdent leur plus faible puissance, ce qui limite le transfert du potentiel atlantique et méditerranéen (fig. 34). Cela explique que d’une manière générale le maximum pluviométrique se produise en hiver (au sens large), saison pendant laquelle le potentiel précipitable est moindre, alors que la puissance des AMP est maximale. En été les AMP sont moins épais, et le relief voit son importance comparativement augmenter : les hautes terres ibériques sont difficilement franchissables, et le potentiel méditerranéen est faiblement exporté vers le nord. Les AMP ont une trajectoire moyenne plus septentrionale, privilégiant à la fois le passage au nord des Alpes et la compression dans l’entonnoir orographique, provoquant la formation d’une AA dans la partie sud du pays, où règnent chaleur et sécheresse (en dépit du riche potentiel hydrique méditerranéen, peu sollicité). La chaleur accroît fortement le caractère orageux, et la convection thermique locale (notamment en montagne) se manifeste par des orages isolés d’évolution diurne, ou ajoute éventuellement des épiphénomènes violents de caractère orageux (rafales de vent, grêle) aux perturbations organisées. Au-dessus du bassin occidental de la Méditerranée et sur le sud du pays où la situation est généralement anticyclonique, la migration de la branche nord de la cellule de Hadley amène des mouvements subsidents. La structure verticale est caractérisée par une inversion située vers 1 000 mètres au-dessus de l’AA sur la Méditerranée où l’évaporation est forte, mais où l’été est non-pluvieux, faute de puissant facteur déclenchant l’ascendance dans les basses couches pour annuler les effets d’une inversion stérilisante.

FIG. 34 – Dynamique du temps estival en France : schéma de surface.

À la fin de l’été, le retrait vers le sud des mouvements subsidents, la restauration de puissance des AMP dès le mois d’août (le bref été arctique s’achevant brutalement), le potentiel précipitable optimal que les AMP de trajectoire plus méridionale sont maintenant capables de diriger vers la France, entretiennent le caractère orageux des précipitations. Le cumul de ces conditions pluviogènes favorables fait de l’automne, avec prolongation sur la fin de l’année, une saison très pluvieuse. Ces conditions optimales conduisent aussi à des paroxysmes pluviométriques, notamment dans le sud du pays où la considérable énergie méditerranéenne nourrit des intensités particulièrement élevées, responsables d’inondations dramatiques comme récemment à Nîmes (1988), Vaison-la-Romaine (1992), Pertuis, Aix-en-Provence (1993), sur le versant oriental de la Corse (1993), ou à Puisserguier (1996). La photo 39 montre la forte concentration nuageuse sur le sud de la France le 22 septembre 1992.

Photo 39 – Le 22 septembre 1992 vers 15 h UTC, NOAA, VIS (SATMOS, CMS, Lannion). L’AMP « A » descend rapidement vers le sud à l’est du Groenland. Le relief ibérique divise l’écoulement, en « a’ » vers le sud-ouest sur l’Atlantique, en « a” » vers l’est au pied des Cantabriques-Pyrénées. L’écoulement principal (« a ») provoque sur sa face avant la déviation vers l’E-N. E de l’air humide atlantique (notamment entre la Sierra Nevada et l’Atlas), puis vers le nord de l’air méditerranéen. Le barrage formé par le relief et « a” » oblige l’intense advection chaude et humide à s’élever (« V »).

Un AMP méridien, rapidement descendu le 20, est coupé le 21 par les Cantabriques-Pyrénées (fig. 35 ; Leroux, 1993). La branche sud se déverse partiellement au-dessus du plateau ibérique et organise le 22 la remontée intense du potentiel méditerranéen, à plus de 100 km/h, dépassant localement 150 km/h, vers le sud de la France (cf. II-1). La branche de l’AMP passée par l’Aquitaine au nord des Pyrénées va, en début d’après-midi du 22, avec le relief des Baronnies et du Ventoux, fermer le couloir rhodanien, exutoire vers le nord de cette intense remontée du potentiel méditerranéen. L’air instable du sud, vigoureusement expulsé vers le nord, est alors obligé de s’élever violemment au-dessus de ce barrage aérologique et orographique, provoquant entre 13 h 30 et 15 h 30 des intensités pluviométriques supérieures à 100 mm/h. Le talweg à 500 hPa, né le 21 avec la descente de l’AMP, se déplace vers l’est avec l’AMP les 22 et 23, et disparaît le 24 avec l’affaiblissement de la perturbation. Ce talweg, situé au-dessus des mouvements ascendants à l’avant de l’AMP, est la conséquence de la dynamique de basses couches. Habituellement le potentiel précipitable méditerranéen ne pénètre pas profondément vers l’intérieur, la brise de mer étant locale et d’ampleur limitée. Deux impulsions sont possibles pour le faire remonter vers la France. Celle qui descend entre Pyrénées et Alpes par l’intermédiaire de la tramontane et du mistral provoque des pluies sur la Corse et la Côte d’Azur (cf. fig. 31 et 34). Celle qui vient de l’ouest, au sud et au-dessus de l’Espagne, provoque le transfert le plus intense en direction du nord, des Pyrénées à l’Italie (cf. fig. 32 et 35).

FIG. 35 – Genèse de la situation dite « de Vaison-la-Romaine » du 22 septembre 1992, d’après les cartes du BME et les clichés des satellites Météosat et NOAA.

Le temps en France dépend relativement peu des conditions strictement locales et il obéit à la dynamique des AMP. Ceux-ci font remonter sur le pays des flux du sud instables, de l’Atlantique et/ou de la Méditerranée, avant d’imposer directement eux-mêmes l’air polaire stable, plus ou moins dégradé, faisant constamment alterner, chaleur et froid, mauvais temps et beau temps. La topographie provoque des accélérations et/ou la formation d’agglutinations anticycloniques (hivernales et estivales), parfois de longue durée, responsables de séquences de stabilité anticyclonique, non-pluvieuses (mais favorisant la concentration de la pollution).

Conclusion sur la dynamique du temps dans les régions tempérées et polaires

L’observation directe des phénomènes montre la simplicité fonctionnelle de la dynamique du temps et du climat des hautes et moyennes latitudes qui est dominée par les AMP. Les AMP commandent les variations de pression, de vent, de température, d’humidité, de nébulosité et de pluviosité, ils sont responsables d’un temps très variable qui dépend de leur puissance, individuelle et/ou saisonnière. La tonalité générale du temps et du climat d’une région est fonction de sa position par rapport à leur trajectoire habituelle, au début ou en cours de route, sur leur trajectoire ou à l’écart de leur passage. Existent ainsi, d’une part des régions clémentes, comme l’Europe occidentale ou la côte ouest de l’Amérique du Nord qui reçoivent des AMP affaiblis et des flux déviés chauds et humides sur leur face avant, et d’autre part des régions difficiles, au climat rude et violent parce qu’elles reçoivent des AMP récents et subissent de forts contrastes, comme l’est de l’Amérique du Nord, l’Europe centrale, la Russie-Sibérie (où le blizzard s’appelle buran ou purga), ou bien la Chine et le Japon, au débouché des AMP asiatiques vers le Pacifique.

Le temps des régions tempérées et polaires ne relève, ni « du hasard ou de l’opportunité », ni de mystérieux micro-tourbillons d’altitude. Il est au contraire rigoureusement organisé de manière évidente par des responsables bien identifiés et bien visibles, les AMP, qu’il est plus judicieux de suivre directement, plutôt que de rechercher leur reflet déformé en altitude… Il faut donc accorder la priorité aux véritables acteurs du temps, comme le souligne Kukla (1992) à propos des AMP : « les mécanismes physiques de la genèse, de la modification et de la dynamique des masses d’air polaire et leur injection dans les basses et moyennes latitudes doivent être étudiés en détail et intégrés de manière réaliste dans les modèles ». C’est à cette condition que le temps associé aux AMP dans les latitudes polaires et tempérées pourra être prévu avec précision, notamment les excès dont ils sont responsables et dont les conséquences sont souvent dramatiques pour les établissements humains. S’obstiner à rechercher de mystérieuses mini-dépressions invisibles dans les hautes couches, en ignorant l’existence de macro-anticyclones (souvent gigantesques) immédiatement visibles dans les basses couches, constitue pour la prévision des phénomènes météorologiques violents, notamment en France, une perte de temps inutile et très coûteuse, à plusieurs points de vue.

II-3. LES AMP SUR LES MARGES TROPICALES

La limite tempérée/tropicale

Les zones tempérées et tropicale ont été étudiées séparément, des météorologies spécifiques ayant été définies. Les dynamiques et les caractères des zones climatiques apparaissent ainsi très différents, n’ayant apparemment aucun rapport entre elles. Les écoles de pensée ont systématisé ces différences, en considérant que les contrastes de densité sont responsables du temps extra-tropical, mais en jugeant que ces contrastes entre masses d’air n’existent pas sous les Tropiques où le temps est commandé par « des discontinuités de vitesse et de direction des lignes de flux ». Dans ces conditions la question ne peut être posée de savoir ce que deviennent les perturbations tempérées, qui disparaissent, tandis que plus loin d’autres phénomènes (ré)apparaissent en zone tropicale. Les « hautes pressions subtropicales », assimilées à une véritable barrière, ont d’ailleurs été considérées comme formant « une limite fondamentale entre la circulation des moyennes latitudes et celle du monde intertropical ». Certes, le suivi des phénomènes à la lisière des zones tempérées n’est pas toujours aisé : pour des raisons matérielles, parce que les méthodes d’analyse diffèrent, mais aussi parce que les phénomènes se transforment et qu’ainsi les formations nuageuses sont progressivement réduites voire annulées par la hausse de pression et la subsidence sur les marges tropicales. Le lien dynamique entre les phénomènes d’une zone à l’autre est ainsi souvent ignoré, ou mal cerné.

Des relations sont cependant supposées, mais de manière épisodique, comme en témoignent les expressions : « front polaire dans les régions tropicales, creux barométrique d’ouest (westerly trough), dépression extra-tropicale, invasion polaire (cold surge) » ou encore « cyclone subtropical », la liaison avec ce qui est considéré comme le « front polaire » n’étant toutefois pas établie. Ces expressions mettent en lumière une localisation ou un caractère particulier, mais elles n’évoquent pas la continuité de la circulation et des phénomènes.

En fait la cause principale de cet état de la question réside dans la mauvaise définition des « hautes pressions subtropicales », dont l’origine est mal déterminée, hautes pressions qui sont considérées comme permanentes et stables (d’où l’idée de barrière), et à la latitude desquelles les phénomènes extra-tropicaux viennent disparaître, du moins en apparence (cf. I-2-B). La relation entre les AMP et les agglutinations anticycloniques apporte à ces questions des réponses simples et logiques.

Les mécanismes

Les agglutinations anticycloniques ne forment pas des masses inertes, par nature, puisqu’elles sont constamment traversées par des AMP, à qui elles doivent leur existence. L’intégration des AMP dans la masse des AMP précédents (fig. 9), est fonction des densités respectives. Les AMP les plus puissants, et/ou les plus rapides, conservent plus longtemps leurs caractères distinctifs, avant de s’intégrer dans les AA qu’ils renforcent alors considérablement. Les AMP sont plus puissants en hiver, saison pendant laquelle ils suivent une trajectoire plus directe vers les Tropiques. C’est donc au cours de la période hivernale que les plus vigoureux d’entre eux ont la possibilité de parvenir de manière plus fréquente sur les marges tropicales.

Les valeurs de la pluviométrie de stations situées dans l’Atlantique nord-est, à l’emplacement statistique de l’agglutination anticyclonique dite « des Açores », montrent qu’une AA n’est stable qu’à l’échelle des moyennes (tabl. 16). De Horta aux Açores (dont les 1 028 mm soulignent à quel point « l’anticyclone » est mal nommé) à Santa Cruz aux Canaries le maximum pluviométrique est hivernal. Les valeurs soulignées indiquent à Sal au Cap-Vert les pluies associées en été à la remontée vers le nord de la mousson atlantique et de l’Equateur Météorologique. Cette remontée est autorisée en cette saison par le glissement d’ensemble vers le nord de l’agglutination anticyclonique résultant de l’affaiblissement des AMP, translation qui se traduit alors dans les stations septentrionales par le déficit pluviométrique accentué de la période estivale.

RR mm

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

Année

Horta

125

106

122

68

70

48

32

44

81

110

109

113

1 028

Funchal

84

85

71

44

21

5

2

2

29

82

97

94

616

Santa Cruz

36

39

27

13

6

0

0

0

3

31

45

51

252

Nwadhibou

2

1

2

1

0

1

0

3

7

7

8

4

36

Sal

1

3

0

0

0

0

0

il

28

7

6

8

80

Tableau 16 : Précipitations (RR) mensuelles en mm de : Horta – Açores (39° N), Funchal – Madère (33° N), Santa-Cruz de Tenerife – Canaries (28° N), Nwadhibou – Mauritanie (21° N), et Sal – Archipel du Cap-Vert (16° N).

La pénétration des AMP dans une structure hostile aux ascendances, modifie les habituels phénomènes associés dont les effets sont généralement amoindris. Par rapport aux zones tempérées des différences apparaissent, schématisées par la figure 36 (exemple de l’hémisphère nord).

FIG. 36 – Intégration progressive d’un AMP dans une agglutination anticyclonique (AA), schéma dans l’hémisphère nord.

• Sur l’avant de l’AMP – La pénétration dans un champ de pressions élevées, ne parvient plus à ouvrir un couloir dépressionnaire continu tout autour des AMP. Ce couloir reste plus longtemps ouvert sur la face avant, mais se referme plus rapidement sur la face arrière. Sur les clichés de satellite ne subsiste bientôt plus qu’une bande nuageuse (sur la face avant) orientée sud-ouest/nord-est. Une dépression étroite et mobile remplace l’habituelle situation anticyclonique (de l’AA), et l’air tropical plus vite dévié de sa trajectoire remonte vers le nord en provoquant une vague de chaleur. Le couloir dépressionnaire qui subsiste sur l’avant de l’AMP est de plus en plus réduit, et l’accentuation du gradient de pression, associée à la fermeture du couloir, entraîne souvent une accélération du flux de basses couches, et éventuellement ensuite la formation d’un jet de couches moyennes au-dessus de l’AMP. Ce tube de vents forts, appelé jet subtropical, se dirige vers la circulation d’ouest tempérée en empruntant la face avant du talweg d’altitude (fig. 25).

• Au-dessus de l’AMP – L’enfoncement sous les mouvements subsidents contrarie le développement des formations nuageuses, souvent peu denses et limitées à l’étage moyen, et contrarie les soulèvements qui ne disposent pas d’énergie additive (air sec). La subsidence s’associe à la hausse de pression pour atténuer l’activité des AMP et la restreindre à leur face avant.

• Lors du passage de l’AMP – L’air polaire pénètre dans les basses couches vers la zone tropicale, parfois violemment, l’air venu du nord apportant la fraîcheur, voire une réelle vague de froid, tandis que se referme l’agglutination anticyclonique, renforcée par la masse de l’AMP.

Ces mécanismes sont fonction de multiples conditions :

— de la saison (le phénomène étant préférentiellement mais non exclusivement hivernal),

— de la puissance individuelle des AMP, et des contrastes thermiques qu’ils provoquent,

— des caractères des flux soulevés et notamment de la richesse du potentiel précipitable,

— de la façade concernée de l’AA, la partie occidentale où les flux sont fortement tropicalisés favorisant les confrontations les plus violentes.

La puissance des AMP diminue progressivement, mais en même temps la richesse de l’énergie tropicale est croissante. Le dosage de ces composantes détermine l’intensité des perturbations, la réunion de conditions optimales (AMP puissant pénétrant dans l’ouest d’une agglutination) pouvant aboutir au déclenchement d’un cyclone tropical (cf. II-6).

Les phénomènes associés à l’intrusion des AMP sur les marges tropicales dépendent aussi des conditions géographiques locales très diverses, qui donnent aux perturbations résultantes leurs faciès particuliers.

Amérique du Nord et centrale

En période hivernale, le Golfe du Mexique est constamment envahi par les énormes AMP descendus entre Rocheuses et Appalaches (fig. 28). Une telle invasion froide (cold surge) est accompagnée de vents du nord et désignée norte ou norther. Ces intrusions, qui se produisent « dans les 1000 premiers mètres » (Hastenrath, 1991), peuvent n’entraîner qu’un léger renforcement du vent de nord (chocolate, ou chocolatero), mais elles peuvent être aussi très violentes. Dans ce cas, avec une fréquence approximative de « 30 à 40 par saison », le temps associé suit grossièrement la même évolution. Avant l’arrivée de l’AMP, l’alizé issu de l’AA dite « des Açores » qui souffle de l’est mollit, ce calme permettant à la température d’augmenter légèrement. Puis le ciel se couvre de nuages de plus en plus sombres et épais, le vent s’accélère et tourne progressivement à l’ouest ou au sud-ouest (c’est l’alizé dévié à l’avant de l’AMP), parfois avec violence, une ligne de nuages qui marque le soulèvement de l’air chaud (voire la confrontation) sur l’avant de l’AMP descend du nord provoquant des pluies torrentielles avec manifestations orageuses (grains). Le vent tourne ensuite au nord et amène souvent avec force pendant plusieurs jours un temps froid, voire une véritable vague de froid. Rogers et Rôhli (1991) ont montré que plus de 80 % des gelées sévères affectant les plantations d’agrumes de Floride sont associées à des anticyclones dont la pression centrale dépasse 1045 hPa. Le sens de la rotation anticyclonique plaque l’air froid sur les reliefs orientaux du Mexique et de l’isthme, comme par exemple du 24 au 26 décembre 1983 lorsque 40 % des plantations d’agrumes ont été détruites par de fortes gelées dans l’état mexicain du Nouveau Léon (Garcia, 1996). L’abaissement du relief favorise le passage vers le Pacifique, notamment dans l’ensellement du sud du Mexique où s’engouffre avec violence le tehuantepeco (ou tehuantepecer), ou se déverse au-dessus de l’épine dorsale de l’isthme (papagayo). Le renforcement de l’alizé qui en résulte se propage en direction de l’Equateur Météorologique (cf. el niño, III-3). L’air de l’AMP en parvenant sur le milieu océanique du Golfe et de la mer des Caraïbes évolue lui-même très rapidement en raison de son fort pouvoir évaporateur. Mais il peut descendre jusqu’au Venezuela (au-delà de 10° N), pour provoquer l’invierno de las chicharras, événement heureusement peu fréquent qui se produit en février-mars, et qui « coupe la saison sèche de façon impressionnante » (Snow, 1976). De fortes précipitations orageuses se déversent alors, entraînant éventuellement des inondations dramatiques.

Ces événements sont plus fréquents de fin octobre à fin avril, la puissance des AMP déclinant ensuite et leur trajectoire passant plus au nord (fig. 30). La dépression creusée sur la face avant de l’AMP remonte aussi le long du littoral oriental des USA-Canada (fig. 29 et photo 40), et en fonction de la saison (notamment en fin d’été) la confrontation peut donner naissance dans le Golfe du Mexique à une tempête tropicale, voire à un cyclone tropical.

Photo 40 – Le 5 février 1996 à 18 h 48 UTC, GOES E, VIS (d’après Explorer Arc NASA). Un immense AMP (responsable de records de froid : – 51° C à Chicago, -15° C en Louisiane et en Floride) provoque sur sa face avant un intense soulèvement et un transfert direct de l’énergie tropicale en direction du pôle, les formations nuageuses denses s’étirant du Nicaragua jusqu’au Groenland. L’air de l’AMP, s’humidifie en arrivant sur l’Atlantique (brouillards et formations nuageuses de basses couches). Sous l’effet de la rota-don anticyclonique l’air froid se dirige vers l’ouest du Golfe du Mexique où il est arrêté par la Sierra Madré orientale, et au sud du relief mexicain s’écoule sur le Pacifique par les ensellements de l’isthme en direction de l’EMV.

Amérique du Sud

La rencontre des AMP et du sud des Andes, la compression de l’air et sa canalisation par les ensellements au sud de la latitude 40° N, font de la Patagonie le domaine du vent permanent et violent. La pénétration d’un AMP, selon une trajectoire méridienne directe au pied oriental des Andes, alimente le pampero, qui vient directement du sud ou du sud-ouest sur l’Argentine et l’Uruguay, avec une fréquence maximale d’avril à novembre. Sur la face avant de l’AMP qui progresse vers le nord la dépression attire le flux andin, le zonda à l’intense effet fœhn, qui transporte la poussière (nevoa seca ou brume sèche) de l’intérieur vers le littoral. La rotation anticyclonique dans l’AMP inverse ensuite le sens de la circulation (sudestada) et amène l’air froid vers le piémont andin (fig. 37 et photo 41).

FIG. 37 – Dynamique hivernale du temps en Amérique du Sud (schéma de surface).

Photo 41 – Le 16 février 1996, GOES, VIS (d’après Explorer Arc NASA). Le premier AMP (“AMP1”), canalisé vers le nord par le versant ouest des Andes fait maintenant partie de l’agglutination anticyclonique dite « de Pâques ». L’AMP2 qui remonte sur le littoral oriental envoie un flux d’air polaire vers le sud du continent. La partie nord de ce flux s’insinue au pied des Andes boliviennes vers l’ouest de la cuvette amazonienne et sur la face avant de l’AMP les formations nuageuses sont développées. La progression de l’AMP3 est ralentie mais pas encore arrêtée par le relief, un fragment de l’AMP traversant les Andes (par les ensellements) vers l’Atlantique.

Lorsque l’AMP est puissant la trajectoire se prolonge vers le nord (au lieu de s’écarter tout de suite vers l’Atlantique), et pénètre entre les Andes et les plateaux brésiliens dans la dépression du Gran Chaco. L’air sec et clair (limpio), ou au contraire chargé de lithométéores (sucio), est progressivement remplacé par l’air humide provenant de la cuvette amazonienne. L’épaisseur de l’air froid diminue, mais la qualité du potentiel précipitable augmente, la confrontation entraînant violents orages et coups de vent (grains). Le passage du front est suivi d’une vague de froid, appelée friagem, dans la partie amazonienne de la Bolivie et le sud du Brésil (Ratisbonna, 1976). L’association du relief et de l’air froid entraîne des gelées sévères, notamment la nuit au centre d’un AMP, ainsi que de la neige sur les plantations du sud du Brésil.

Afrique septentrionale, Arabie et Inde

Sur l’Afrique septentrionale la Discontinuité d’alizés longe en moyenne le littoral occidental (fig. 15 et 16), l’alizé maritime pénétrant peu vers l’intérieur. En période hivernale les AMP les plus puissants traversent l’AA et continuent leur trajectoire sur le nord de l’Afrique, en passant au sud de l’Atlas. La figure 38 montre la trajectoire d’un AMP qui a mis 7 jours pour se rendre de l’Arctique à l’Afrique, et 1 jour de plus pour pousser vers le sud sur l’océan la trace au sol de l’Equateur Météorologique.

FIG. 38 – Propagation d’un AMP de l’Arctique jusqu’à l’Afrique septentrionale du 16 au 23 janvier 1990 – surface.

La figure 39 schématise les phénomènes associés à la translation de l’AMP sur l’Afrique.

FIG. 39 – Migration d’un AMP sur l’Afrique septentrionale et phénomènes associés (schéma de surface).

• À l’avant de l’AMP l’alizé continental ou harmattan est dévié vers le nord et provoque une vague de chaleur et de sécheresse. Son soulèvement par l’Atlas surcreuse la dépression sur le piémont saharien, et sa descente vers la Méditerranée aggrave la sécheresse par effet fœhn. Cet air chaud (chom) qui donne soif (irifi) est appelé chergui au Maroc, sirocco ou chili en Algérie et Tunisie, ghibli en Libye (Tripolitaine), khamsin en Egypte. Il se propage souvent bien au-delà des rives sud de la Méditerranée, vers l’Europe où il parvient humidifié. Ce flux chaud, soulevé à l’approche de l’AMP puis au-dessus, transporte la poussière saharienne (sable et brume sèche) dont une partie est arrêtée par les reliefs placés sur la trajectoire (comme le Hoggar ou l’Atlas) jusqu’en Europe, où les lithométéores colorent les pluies ou la neige (et se retrouvent beaucoup plus loin encore dans les glaces polaires). Il est aussi le vecteur vers le nord des invasions redoutées de criquets issus des points d’eau temporaires saharo-sahéliens.

• Au-dessus de l’AMP, sur sa face avant, l’alizé continental exige un soulèvement important (contrarié par la subsidence) pour que le point de condensation soit atteint. Les formations nuageuses éventuelles sont donc peu développées et situées dans les couches moyennes (photo 42). Des pluies peuvent se produire, elles se manifestent par des virga sous les nuages, mais elles n’atteignent généralement pas le sol et sont rapidement évaporées. Quand le flux soulevé est humide, comme l’alizé maritime à l’ouest, des pluies, dites « de hors saison », peuvent atteindre le sol, dans les îles du Cap-Vert (tabl. 16), ou sur le continent où elles sont appelées pluies de heug (wolof) au Sénégal, ou d’une manière plus générale pluies des mangues. Le couloir dépressionnaire mobile sur la face avant de l’AMP favorise la remontée vers le nord de l’Equateur Météorologique dans les basses couches et la mousson atlantique peut alors fournir un surcroît de potentiel précipitable. Dans ces conditions les reliefs centraux sahariens améliorent leur pluviosité de façon substantielle en interceptant la pluie avant son évaporation. Tel a été le cas dans le Hoggar lors de l’hiver 1988 : du 9 au 10 février la neige (30 à 50 cm) a couvert les hauts sommets (2 918 m dans l’Atakor) pendant 5 jours, la température minimale est descendue à – 7° C à Tamanrasset (à 1 377 m) ; les 4 et 5 mars sont tombées des pluies copieuses : 10,6 mm à Illizi, 25 mm à Ideles, 26 mm à Silet, 27,2 mm à Djanet, 52 mm à Tamanrasset provoquant la crue de l’oued, et 126,8 mm à l’Assekrem à 2 710 m (Mimouni, 1988).

Photo 42 – Le 28 mars 1987 à 12 h TU, Météosat, VIS (d’après B. Guillot, in Veille Climatique Satellitaire 17 (5), 1987). Sur la face avant de l’AMP « a » se mêlent les formations nuageuses alimentées par une éjection de mousson atlantique, et les sables et poussières soulevés qui recouvrent ensuite l’AMP. Un vortex se forme au-dessus de la région de Ouallen entre Hoggar et Atlas.

• L’arrivée de l’AMP provoque l’écoulement de l’air polaire, de direction nord, qui apporte la fraîcheur, voire une réelle vague de froid. L’accélération et la divergence se traduisent par des lithométéores du type chasse-sable (sables brassés près du sol), la brume sèche recouvrant en outre l’AMP et atténuant le réchauffement de l’air. Le renforcement de puissance de l’alizé provoque le glissement vers le sud de l’Equateur Météorologique, qui peut être repoussé sur l’océan comme dans la situation de janvier 1990 (fig. 38), le flux continental sec survolant alors momentanément la forêt dense. Le déplacement vers l’est de l’AMP, au cours duquel il se réchauffe, amène le flux de sa partie ouest au-delà du littoral, l’air chaud et poussiéreux atteignant Madère (situation de leste), les Canaries (situation de calina), et les îles du Cap-Vert où l’invasion de lestada « si redoutée des agriculteurs » (De Brum-Ferreira, 1987) peut griller les cultures et les plantations.

En direction de l’est le relais est pris par les AMP descendus directement sur le bassin oriental de la Méditerranée et qui se dirigent (au moins partiellement) vers la péninsule arabe (fig. 15 et 16). Dans son ensemble le Moyen-Orient est protégé des descentes directes d’air froid par la double muraille, formée au nord par les Chaînes Pontiques, le Caucase et l’Elbourz, puis plus au sud par le Taurus et le Zagros, la Mésopotamie bénéficiant de la meilleure situation d’abri topographique. Dans leur progression vers l’est les AMP provoquent sur la Méditerranée le creusement momentané d’une dépression dynamique (dite « de Chypre »), le flux de sud humide dévié sur leur face avant étant soulevé et canalisé vers le Taurus par les hauteurs libano-syriennes. Comme en Méditerranée occidentale pour la dépression ligure, la dépression chypriote disparaît dès que l’alimentation humide de sud est coupée, c’est-à-dire lorsque l’AMP atteint le continent. Les versants ouest des reliefs méridiens (Djebel Liban et Anti-Liban, Djebel Ansarieh) sont arrosés, tandis que les versants orientaux sont rapidement marqués par l’aridité. En avant des AMP ayant pénétré sur le continent souffle alors vers le nord le simoun chaud, sec et poussiéreux, ou le sharki (plus humide) le long du Golfe Persique, suivi par le shamal (qui signifie nord), plus frais voire froid, qui souffle à l’inverse vers le sud quand passe l’AMP.

Les anticyclones mobiles qui parviennent sur la mer d’Oman, éventuellement renforcés par une advection froide ayant emprunté les ensellements iraniens, organisent sur leur face avant une déviation vers le nord d’air humide en direction du Pakistan et de l’Inde du Nord. Ces perturbations d’ouest (western disturbances), généralement peu vigoureuses, se manifestent par une dépression peu creusée (induced low), apportent de faibles précipitations pendant la saison non-pluvieuse d’hiver, et se produisent selon les analyses de 2 à 5 fois par mois, voire de 7 à 8 fois selon Rao (1981). L’air extratropical qui atteint le nord de l’Océan Indien, sous la forme d’AMP par la péninsule arabe ou par déversement sur le plateau iranien, alimente vers le sud le flux d’alizé (le kaskasi) qui devient ensuite la mousson malgache.

Afrique australe

Le plateau de l’Afrique australe est plus élevé que l’épaisseur des AMP, qui par conséquent le contournent (fig. 15 et 16). Les AMP les plus puissants, en hiver, s’infiltrent d’abord par l’ensellement de la vallée de l’Orange. La fraction qui arrive à passer sur le plateau est peu épaisse et se réchauffe rapidement (fig. 40). Le passage des AMP au pied du Grand Escarpement, par la dépression antérieure, attire le flux continental vers le littoral. Ce vent de montagne ou bergvind, qui souffle parfois en rafales turbulentes, est responsable d’un réchauffement et d’un assèchement accrus par la compression adiabatique (effet fœhn). Le coup de chaleur est ensuite suivi par l’air froid de l’AMP dirigé vers le pied de l’Escarpement. La progression de l’AMP le long des côtes du Natal offre bientôt les ouvertures des vallées du Limpopo et du Zambèze dans lesquelles l’air froid (de sens anticyclonique) s’engouffre violemment (en véritables jets) en direction du plateau. Le temps associé, appelé guti au Zimbabwe et en Zambie, et chiperoni au Malawi est caractérisé par une forte chute de la température, et par des gelées noires (black frosts), à cause de la sécheresse de l’air (par opposition au terme de gelée blanche qui nécessite de l’air humide). Le nombre moyen de ces vagues froides hivernales est à Pretoria de 3 en avril, il s’élève jusqu’à 8 en août pour redescendre à 3 en novembre, l’été en étant dispensé.

FIG. 40 – Dynamique hivernale sur l’Afrique australe (schéma de surface).

Asie orientale

La façade orientale de l’Asie est comparable à l’est de l’Amérique du Nord, où se manifeste la toute puissance des AMP et la violence du temps associé, jusqu’aux latitudes tropicales, et pas seulement en période hivernale (photo 43). Les AMP sont en hiver très forts et très étendus, provoquant coups de vent et tempêtes, le vent de sud ou d’est à l’avant passant ensuite au nord ou au nord-est en faisant décroître l’humidité vers des valeurs très basses et chuter la température de 10° C à 20° C de l’air chaud à l’air froid. Les AMP sont en hiver relativement moins nombreux (mais plus vastes) que pendant les autres saisons, comme l’atteste indirectement le nombre des cyclones qui leur sont associés. La fréquence moyenne annuelle des « cyclones frontaux extra-tropicaux » (Chenglan, 1987) est sur la Chine, en hiver de 23 (1 tous les 4 jours), mais de 36 au printemps, saison du mei-yu ou « pluie des prunes », bai-u au Japon (1 tous les 2,5 jours), de 28 en été (1 tous les 3,2 jours), et encore de 28 en automne (saison de shurin au Japon). Dans l’intérieur de la Chine le passage des AMP apporte peu de pluie, la pluviosité s’améliorant progressivement en direction du littoral où la confrontation est vigoureuse avec l’alizé maritime (et/ou la mousson chinoise en période estivale) particulièrement riche(s) en énergie (fig. 41). Comme sur le littoral américain, les dépressions souvent très creusées remontent vers le nord-est dans le couloir dépressionnaire et la confrontation peut de la même façon provoquer la formation d’un cyclone tropical (ici en n’importe quelle saison, cf. II-6).

FIG. 41 – Dynamique hivernale en Asie orientale (schéma de surface).

Photo 43 – Le 17 janvier 1996, VIS, GMS 5 (d’après Explorer Arc NASA). Un puissant AMP « b » vient renforcer sur le Pacifique nord l’AMP « a » (vigoureusement comme en témoignent les « tuyères » à travers le Japon). L’AMP « a » se transforme en alizé maritime, puis en mousson (m) de nord-ouest en direction de l’Australie. Sur le nord de l’Australie l’EMI n’est pas accompagné de formations nuageuses, l’alizé continental issu de l’AMP « c » surmontant la mousson de basses couches. Les nuages de l’EMV sont par contre développés, cette structure accueillant un cyclone sur le Golfe de Carpentarie.

En direction du sud les AMP sont encore reconnus par une vague de froid ou par une pulsation dans le flux de nord. Leur épaisseur continue à décroître, étant en hiver de l’ordre de 1 000 mètres à la latitude de Hong-Kong. En raison du réchauffement progressif de l’AMP, le contraste de température est modéré, mais il atteint encore une valeur de 5 à 7° C à Taïwan (Chen et al., 1989 ; Trier et al., 1990). L’intensité des flux de nord s’atténue, mais la ligne de discontinuité de vent se maintient jusque sur les Philippines, au moins sur l’île septentrionale de Luzon. L’archipel est affecté par des fronts, uniquement en hiver (Flores et Balagot, 1969), fronts considérés comme la limite entre la mal-nommée « mousson de nord-est » (nortada) et l’alizé pacifique, ce dernier s’élevant au-dessus de l’alizé de nord plus dense. La rotation anticyclonique conduit l’air vers l’ouest en direction du Vietnam où la chaîne annamitique freine son déplacement vers la péninsule ou le canalise vers le Golfe du Tonkin. Des pluies peuvent se produire sur les reliefs, mais le temps caractéristique est le crachin (Nieuwolt, 1981), temps de brouillard, avec une couverture nuageuse épaisse formée de stratus dispensant des bruines (dont les apports demeurent faibles), temps maussade se produisant de janvier à avril, et pouvant durer jusqu’à 22 jours sans interruption.

Plus à l’est le cyclone subtropical est appelé dans les îles Hawaii kona storm (Atkinson, 1971) où il peut se produire entre novembre et mars. Il forme une dépression creusée, avec des vents forts et des précipitations abondantes. Il peut également comporter l’ébauche d’un œil comme un ouragan (Hastenrath, 1991), et il remonte aussi généralement en direction du nord-est vers la zone tempérée, montrant à quel point la limite est mince entre cyclone extra-tropical et cyclone tropical (cf. II-6).

Australie

L’Australie présente la particularité soulignée par Gentilli (1971) d’être constamment traversée, hiver comme été, par des anticyclones migrateurs qui « se suivent avec une remarquable régularité » (photo 44). L’évolution est ainsi comparable à celle évoquée sur l’Afrique septentrionale (en hiver), mais en inversant les directions (fig. 42). Sur la face avant d’un AMP le flux qui vient du nord, appelé norther, apporte sur le littoral sud une vague de sécheresse et de chaleur (la température peut s’élever de 14 à 16° C en 1 jour). Ce vent continental transporte en outre des fines particules de poussière, qui lui valent l’appellation de darling shower (de la rivière Darling) en Nouvelles Galles du Sud et de brickfielder (qui traduit sa couleur) dans l’Etat de Victoria. L’arrivée de l’AMP peut se manifester comme un vrai front froid, qui en hiver atteint fréquemment le centre de l’Australie, ou amène simplement un cool change, un type de front froid sec en raison de la pauvreté du flux continental. Des nuages peuvent toutefois se développer, par exemple dans l’ouest où le flux soulevé est humide, les développements nuageux intenses étant éventuellement accompagnés de tornade comme aux États-Unis. Le passage dans l’AMP se réalise parfois sous une forme violente, qualifiée de southerly burster, par une brusque rotation du vent au sud, avec une forte chute de température (entre 10 et 22° C en 24 h), éventuellement orage et pluie. L’AMP se déplace vers l’est, il est ralenti, voire bloqué et canalisé par l’alignement orographique oriental. La rotation anticyclonique dans l’AMP entraîne le réchauffement et l’assèchement et ainsi la face arrière amène à nouveau un flux continental en direction du littoral méridional, fournissant la matière d’un nouveau norther sur la face avant de l’AMP suivant. Les variations des pressions, des directions du vent et du temps associé suivent un « cycle » moyen de 5 à 6 jours, rythmé par le passage des AMP les plus puissants.

Photo 44 – Le 28 septembre 1995, GMS 5, VIS (d’après Explorer Arc NASA). Le défilé des AMP est ininterrompu : sur cette image apparaissent 5 AMP. Les AMP « a » et « b » à l’est de l’Australie, « c » moins bien délimité dont l’air se dirige vers le sud de l’Australie, « d » en partie sur l’ouest du continent et s’étalant sur l’Océan Indien, et « e » plus récent au sud-ouest.

FIG. 42 – La dynamique des AMP sur l’Australie (schéma de surface).

Conclusion

En raison de leur puissance les AMP pénètrent profondément dans la zone tropicale, notamment pendant la période hivernale, parfois jusqu’à l’Equateur Météorologique. Ils raccourcissent ainsi considérablement le trajet et la durée des transferts méridiens, comme en hiver sur la côte orientale de l’Amérique du Nord et celle de l’Asie, où l’extension en longitude du « 8 » de basses couches (fig. 17) est fortement réduite. En ouvrant un couloir dépressionnaire à l’emplacement d’une AA, ils mettent en communication directe les zones climatiques, organisent des échanges méridiens intenses et provoquent des perturbations violentes. L’air qu’ils transportent alimente ensuite la circulation tropicale, qui répercute leur dynamisme, dans l’alizé et dans la mousson.

II-4. LES PULSATIONS DANS L’ALIZÉ ET DANS LA MOUSSON

L’alizé et les « ondes d’est »

Les flux d’alizé n’ont pas la grande régularité qu’on leur prête puisqu’ils sont constamment animés de pulsations, poussées anticycloniques, ou « surges » qui s’expriment par des accélérations et des hausses mobiles de pression. Sauf sur les continents où ils s’assèchent, ces flux sont le plus souvent humides puisqu’ils survolent d’immenses étendues océaniques, mais leur potentiel ne peut pas être utilisé facilement en raison de leur structure verticale.

Le temps perturbé associé à l’alizé, déjà présenté par Eaker (1945) sous le modèle de la « vague (ou onde) barométrique d’est », a été popularisé sous l’appellation « onde d’est » (easterly wave) par Riehl (1954). Les ouvrages de climatologie ont alors considéré que l’onde d’est représente (avec le cyclone) « la » perturbation tropicale, ce qui est particulièrement réducteur de la réalité tropicale. Mais, comme l’a déjà souligné Atkinson (1971), subsistent « des controverses considérables au sujet du modèle de l’onde d’est », qui n’a pas dans sa présentation initiale supporté l’épreuve du satellite. En fait l’ondulation des lignes de flux, sur le plan horizontal (fig. 9), est la façon dont un phénomène apparaît sur les cartes synoptiques, mais ce graphisme n’explique pas le phénomène puisqu’il n’identifie pas la cause physique, il le traduit simplement. Ce modèle s’est ensuite, avec des aménagements, appelé « onde tropicale » définie comme « un talweg, ou une circulation cyclonique dans l’alizé d’est » ou une « onde d’instabilité », élargissement du concept pour tenir compte des particularités, tandis que sont aussi apparues des « ondes équatoriales ». D’autres interprétations ont été données des pulsations successives et des ondes de pression, désignées « front dans l’alizé, ou dans la mousson ». Ces interprétations différentes résultent encore des divergences dans la détermination de l’origine des flux tropicaux.

Le temps associé à l’alizé, notamment la non-pluviosité sur les façades orientales des océans, a également été attribuée à l’influence des eaux froides, upwelling et courants marins : l’air refroidi à la base devenant alors selon cette hypothèse d’une étonnante stabilité… mais cela n’explique pas la structure verticale, l’inversion située vers 1 000 mètres, les nuages stratiformes, et l’absence de pluie même lorsqu’il n’y a plus ni upwelling ni courants froids. L’alimentation extra-tropicale de l’alizé dans les basses couches par les AMP et la stratification aérologique qui en découle, expliquent de façon simple et cohérente la circulation tropicale, les pulsations qui l’animent et le temps associé.

La structure verticale de l’alizé

L’alimentation des AA par les AMP et la division en unités de circulation séparées par une discontinuité d’alizés (D. al) ne concernent que les basses couches. La circulation tropicale est donc génétiquement formée de deux strates distinctes, qui prolongent la structure verticale de l’AA originelle, strates d’origines et de caractères différents. La discontinuité d’alizés de surface est couchée vers l’ouest par le flux d’est supérieur, un alizé « finissant » passant alors au-dessus d’un alizé « naissant » (fig. 13 et 14). La D. al se transforme en inversion d’alizé (I. al), qui correspond au sommet des AMP agglutinés, limite entre la strate inférieure turbulente et la strate supérieure subsidente :

• la strate inférieure, formée d’air initialement extra-tropical, peu épaisse et fraîche, voit son épaisseur augmenter vers l’ouest et vers l’équateur, avec la tropicalisation progressive : c’est-à-dire le réchauffement, la turbulence et l’accumulation d’énergie, tropicalisation dont l’intensité dépend du substratum survolé,

• la strate supérieure, de direction dominante est, de moins en moins perturbée par le relief avec l’altitude, est initialement formée d’air subsident chaud et sec (par compression adiabatique), ces caractères étant modifiés par les ajouts successifs des alizés qui se chevauchent d’est en ouest.

L’inversion d’alizé est de caractère génétique puisqu’elle représente une inversion de subsidence. La subsidence de la branche descendante de la cellule de Hadley est arrêtée au-dessus de l’air extra-tropical, puis contrariée par l’ascendance qui accompagne le réchauffement progressif de la strate inférieure. Elle représente une discontinuité de température, l’air supérieur est chaud, l’air inférieur est initialement frais ou froid (en valeur relative ou absolue), la différence de température entre les deux strates diminuant lentement jusqu’à s’annuler en fin de parcours. Elle peut être encore une discontinuité d’humidité, la strate inférieure en cas de parcours maritime (ou forestier) augmentant son potentiel hydrique ; le contraste d’humidité s’atténue entre les deux strates, l’humidité éventuelle de basses couches gagnant peu à peu les couches moyennes par évaporation et transferts verticaux. Elle peut être aussi une discontinuité de vent sur les façades orientales des AA lorsque les trajectoires inférieures et supérieures ont des directions orthogonales.

Le rôle joué par l’inversion d’alizé est considérable. Elle a notamment pour effet de concentrer dans les basses couches le potentiel précipitable évaporé lors d’un trajet maritime (environ 55 % de l’eau évaporée à la surface de la mer étant concentrés dans le niveau d’inversion, d’une épaisseur de 2 à 300 m), en empêchant ou retardant considérablement sa dispersion vers les niveaux supérieurs, et en conditionnant son utilisation. L’énergie potentielle accumulée dans la strate inférieure, mise en réserve sous l’inversion, est canalisée vers des structures favorables à son utilisation, ou libérée par des perturbations qui neutralisent momentanément l’effet inhibiteur de l’inversion. Ce rôle stabilisateur est également un facteur aggravant de la pollution au-dessus des concentrations urbaines, comme à Los Angeles (Californie), Lima (Pérou), ou Santiago (Chili), mais aussi au-dessus d’Athènes en été où la stratification aérologique est alors du même type.

En cours de déplacement la vitesse, les caractères des strates, la hauteur de l’inversion et le temps associé évoluent, de manière différente en fonction du type d’alizé, maritime ou continental, et selon la façade considérée de l’AA.

Les pulsations dans l’alizé

Alizé maritime

La vitesse de l’alizé est fonction de l’alimentation par les AMP. C’est donc sur la façade orientale des agglutinations que l’écoulement est le plus rapide, la proximité de l’obstacle orographique accélérant le flux (effet Venturi). On y observe par exemple les California northers responsables des vagues de froid ou des gelées sur les plantations, ou bien les Cape southeasters redoutés des marins à l’extrémité de l’Afrique du Sud, ou bien encore les vents rugissants du sud du Chili vigoureusement canalisés vers le nord. La vitesse diminue ensuite progressivement à la fois en direction de l’Equateur Météorologique et vers l’ouest, où la fréquence d’éventuelles « pannes » d’alizé augmente (panne ou calme plat des doldrums).

L’inversion d’alizé s’élève vers le cœur de la zone tropicale et vers la façade occidentale des agglutinations. À proximité du littoral occidental africain, saharien et namibien, et au-dessus des îles du Cap-Vert l’inversion de l’alizé maritime se situe selon la saison entre 500 mètres (en hiver) et 1 000 mètres (en été). L’épaisseur de la strate inférieure est du même ordre sur le versant ouest des Andes : à Lima, au Pérou l’inversion est en moyenne à 800 m, au Chili la base de l’inversion à Antofagasta sur le Tropique du Capricorne (Miller, 1976), varie entre 700-800 mètres de juin à août et 900-1 000 mètres de décembre à février. À l’ouest des Rocheuses, au-dessus des régions littorales, Neiburger et al. (1961) observent la base de l’inversion à une hauteur moyenne de 600 mètres, de 40° N jusqu’au sud de la péninsule de Basse-Californie. Sur l’Australie occidentale où il n’y a pas de blocage exercé par le relief et où la face avant des AMP constitue une D. al mobile (fig. 41) la structure verticale est plus variable, mais une inversion prononcée est observée vers 1 000 mètres (Ramage, 1984). L’inversion d’alizé se trouve en valeurs moyennes annuelles, sur l’Atlantique sud vers 1 200-1 300 mètres au-dessus des îles de Sainte-Hélène et d’Ascension, puis vers 1 800-2 000 mètres en atteignant les côtes brésiliennes (Ratisbonna, 1976). Sur l’Atlantique nord elle est à plus de 1 500 mètres au voisinage des Caraïbes, puis elle dépasse 2 000 mètres au cœur de l’Atlantique entre Brésil et Afrique occidentale (Von Ficker, 1936), c’est-à-dire à proximité de l’Equateur Météorologique où elle disparaît. Dans le Pacifique nord l’inversion s’élève jusqu’à 2 000 mètres au-dessus des îles Hawaii (Neiburger et al, 1961), et dans le Pacifique sud elle est située vers 1 700 mètres au-dessus de l’île de Pâques, dépassant 2 000 mètres au-dessus de Tahiti.

Le relèvement de la hauteur de l’inversion résulte du réchauffement lent de la strate inférieure, qui devient potentiellement instable sous l’effet de l’humidification, et de la turbulence modérée au-dessus de ce milieu océanique. Le potentiel précipitable nettement enrichi reste cependant concentré dans les basses couches sous le niveau de l’inversion. Ainsi par exemple dans les Caraïbes, l’humidité relative de 70 à 80 % en surface, atteint 90 à 100 % à la base de l’inversion, puis décroît brusquement vers 30-50 % au-dessus. Au cours du déplacement vers l’ouest la strate supérieure a évaporé une partie de l’humidité de la strate inférieure, réduisant lentement le contraste entre les couches.

L’alternance des unités de circulation et le relèvement des inversions d’est en ouest modifient les caractères des superpositions successives. Sur l’ouest de l’Afrique septentrionale (fig. 43-a), la strate inférieure de l’alizé maritime, fraîche, humide, peu épaisse, de direction dominante nord, est surmontée par l’harmattan chaud, sec et chargé de poussières, qui aggrave la sécheresse de la strate supérieure, le cisaillement de vent entre les strates étant renforcé par le JEA (Jet d’Est Africain) des couches moyennes. Sur le Namib (fig. 43-b) le Grand Escarpement arrête la strate inférieure de l’alizé maritime atlantique ; l’alizé venu de l’Océan Indien après avoir traversé ou contourné Madagascar et pénétré sur l’Afrique australe par les vallées, s’est continentalisé (réchauffé, asséché et chargé de poussières) dans la cuvette du Kalahari et sur les plateaux du Damaraland. Il se trouve ainsi placé par le relief et sa densité au-dessus de la strate atlantique humide, fraîche et peu épaisse.

FIG. 43 – Stratification aérologique sur l’Atlantique et l’Afrique (coupes verticales zonales schématisées vers 16° nord et sud).

Ce type de superposition ne concerne pas toutes les façades orientales des AA. Ainsi, l’alizé de l’Atlantique nord devenu chaud, humide et épais, franchit l’isthme américain au sud des reliefs mexicains (fig. 13), et il s’élève au-dessus de l’alizé pacifique, plus récent, plus frais et également humide. Les deux strates vectrices d’eau précipitable sont ici peu contrastées, et l’inversion d’alizé est faiblement marquée.

Les lignes de pulsation (LP) rythment l’écoulement de l’alizé et l’évolution du temps associé (fig. 44). La circulation d’alizé se réalise par pulsations successives : la dernière pulsation, qui provient du dernier AMP entré dans l’AA, se différencie de la précédente par sa vitesse relativement plus élevée, qui peut lui conférer un dynamisme plus grand. Cette pulsation s’emboîte ainsi dans la précédente, comme le montrent très nettement les photos 45 à 47. Ces pulsations se manifestent par une onde de pression, une légère baisse suivie d’une hausse, qui se propage selon la trajectoire générale.

FIG. 44 – Lignes de pulsations dans l’alizé et temps associé.

Photos 45 à 47 – AMP et lignes de pulsations dans l’alizé maritime de l’Atlantique nord du 26 au 28 janvier 1986 (d’après Meteosat Image Bulletin, ESA, VIS, 12 h TU). Ces photos montrent la situation générale lors de l’interférence entre les AMP et les Alpes (cf. photos 3 et 4 in I-2-A.)

Sur la façade orientale des AA les conditions sont défavorables à l’activité des LP, subsidence, évaporation et cisaillement de vent se conjuguant pour stériliser les effets de ces impulsions. L’accélération transforme les différentes poussées en un seul flux rapide à proximité du relief bloquant (par effet Venturi ainsi que le souligne la photo 20 sur le Namib et l’océan voisin). Les contrastes entre les strates, amplifiés par les apports continentaux dans la strate supérieure, sont importants en température et en humidité. Le contraste thermique peut dépasser 10° C, tandis que le contenu en eau est par exemple à Walvis Bay (Namib) de 10 à 12 g/kg dans la couche inférieure, mais seulement de 4 g/kg au sommet de l’inversion, et encore nettement moins au-dessus. Le développement des formations nuageuses est interdit, en dépit d’une forte humidité de basses couches, tout nuage franchissant le niveau d’inversion étant immédiatement évaporé et/ou sectionné. Les nuages sont donc réduits à une couche de 2 à 300 mètres de formations stratifiées qui matérialisent le niveau d’inversion (photos 48 et 49). Ces nuages peuvent former une véritable mer de nuages compacts et denses, qui ne peuvent déverser de pluie, si ce n’est de faibles bruines tombant de stratus bas. Sur le continent (photo 50), ou en passant sur les îles, par effet dynamique du relief ou par effet thermique, le voile de stratus (ou stratocumulus) peut se dissiper au cours de la journée (en fonction de la topographie et/ou de l’étendue). L’eau est condensée par contact et déposée sous forme de rosée, ou condensée dans la masse et forme un brouillard souvent épais, dégoulinant sur le relief (fog drip), ou sur les végétaux comme sur les arbres-fontaines des Canaries et du Cap-Vert. Ces condensations responsables des temps de camanchaca au Chili, garua au Pérou, cacimbo dans le Namib angolais, sont caractéristiques des déserts frais, humides et brumeux de Basse-Californie, d’Atacama, du Sahara occidental et du Namib.

Photo 48 – Sous l’inversion d’alizé au-dessus de l’île de Sal, archipel du Cap-Vert, en mai 1995 (cliché M. L.). Noter l’ombre portée des nuages sur le sol dénudé de l’île.

 Photo 49 – Au-dessus de l’inversion d’alizé, au-dessus de l’île de Sal, archipel du Cap-Vert, en mai 1995 (cliché M. L.). Les nuages peu développés et le plus souvent non-jointifs sont situés vers 800 mètres d’altitude, sous le niveau d’inversion, la strate supérieure étant ici sans poussière.

Photo 50 – L’inversion d’alizé à proximité du littoral mauritanien, en juillet 1992 (cliché M. L.). La pénétration de l’alizé maritime vers l’intérieur dissipe progressivement les formations nuageuses du niveau d’inversion.

Les eaux fraîches, courants marins et remontées d’eaux profondes (upwellings), sont des conséquences du facteur aérologique et constituent certes un facteur favorable aux condensations, mais elles ne peuvent être responsables de la non-pluviosité. Une relation présumée entre eaux froides et absence de pluie, suppose une très grande stabilité des basses couches, mais l’observation montre qu’à quelques centaines de mètres à l’intérieur des terres la prétendue stabilité a très vite disparu, comme l’attestent la dissipation des nuages en cours de journée avec le réchauffement, ou les tourbillons de poussière (paraca) dans le désert péruvien, et les mini-tourbillons d’air chaud (dust devil) observés par exemple sur l’île de Sal au Cap-Vert qui est plate et n’a que quelques kilomètres de large. Il faut encore souligner que l’existence de la stratification, qui ne fait aucun doute tant elle est attestée par les sondages, les satellites et les clichés, est antinomique de l’hypothétique concept de « cellule de Walker » (cf. I-3) puisque la subsidence et le flux d’est supérieur n’atteignent pas la surface, et n’ont donc aucun rapport direct avec les eaux froides. Rappelons que sous les Tropiques les déserts océaniques sont plus étendus que les déserts continentaux, et que les conditions thermiques de surface sont loin d’y être homogènes. Les valeurs de la pluviométrie de Sal au Cap-Vert (tabl. 16), des îles d’Ascension et de Sainte-Hélène dans l’Atlantique et de San Cristobal dans le Pacifique (tabl. 17) apportent un net démenti à cette prétendue relation, puisque ces îles à l’écart de l’upwelling reçoivent considérablement moins de pluie que les continents à latitude égale. À Ascension et San Cristobal les pluies sont associées à la translation de l’EMV (chap. II-5), à Sainte-Hélène se manifestent en hiver les AMP austraux puissants (chap. II-3), et dans les quatre stations la pluviométrie est très faible quand les conditions imposées par l’inversion d’alizé sont dominantes.

RR mm

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

Année

Ascension

4

10

18

33

16

15

12

11

8

7

4

4

142

Ste. Hélène

8

10

20

10

18

18

33

10

5

3

0

3

138

St Cristobal

48

67

85

35

16

2

4

5

7

7

5

7

288

Tableau 17 : Précipitations (RR) mensuelles en mm de : Ascension Island (Georgetown, 7° 55’ S, 14° 25’W), Sainte-Hélène (Jamestown, 15° 55’ S, 5° 43’W), d’après Höflich (1984), San Cristobal – Galapagos (Puerto Baguerizo, 00° 54’ S, 89° 37’ W), d’après Johnson (1976).

En direction, d’une part de l’Equateur Météorologique, et d’autre part de l’ouest des agglutinations, le relèvement de l’inversion autorise une augmentation de l’efficacité des pulsations. Vers l’Equateur Météorologique la subsidence laisse bientôt la place à une ascendance généralisée, l’inversion se relève rapidement pour disparaître (cf. II-5). Vers l’ouest l’inversion se maintient, la vigueur des pulsations s’atténue, mais l’énergie puisée sur l’océan par la strate inférieure compense les facteurs stérilisants qui s’amoindrissent, notamment les contrastes entre les couches, l’écart thermique au-dessus de la Caraïbe par exemple, n’étant plus que de 1 à 2° C de part et d’autre d’une inversion située vers 2 000 mètres. Les formations nuageuses, disposées en bandes perpendiculaires à la trajectoire, deviennent plus denses et leur développement vertical s’accroît.

Le temps associé aux pulsations vigoureuses, tel qu’il est abondamment décrit à l’ouest des océans tropicaux, est organisé par rapport au talweg, ou ligne de creux, ou ligne de pulsation : à l’avant la pression baisse, à l’arrière la pression s’élève (de l’ordre de 2 hPa, d’où le concept de poussée anticyclonique). Le passage de la LP amène la convergence, l’ascendance, la ligne de cumulonimbus dont l’axe vertical est légèrement incliné vers l’est, une activité convective souvent intense, la pluie, les grains, les orages, et le rafraîchissement de surface (fig. 44).

Alizé continental

Au-dessus des continents (Sahara-Arabie, ouest de la cuvette du Kalahari, centre de l’Australie, Inde, Amérique du Sud), la structure verticale de l’alizé continental, ou plus ou moins continentalisé, est également marquée par une inversion (photo 51). En raison de l’évolution rapide de la strate inférieure qui se réchauffe et s’assèche, les strates sont ici peu différenciées par la température et l’humidité, et l’inversion qui demeure est essentiellement de subsidence. L’Afrique septentrionale en offre le meilleur exemple : dans l’harmattan la forte turbulence au contact de la surface porte vite le niveau de l’inversion à une altitude élevée, qui finit par dépasser 3 000 mètres. Faute de potentiel précipitable l’inversion ne constitue que le plafond des lithométéores, notamment des poussières en suspension ou brume sèche, concentrée sous le niveau d’inversion, qui forme la « couche sale » des aviateurs, au fort pouvoir réfléchissant (fig. 43 et photos 52 et 53). La turbulence au sol devient si intense sur l’Afrique que l’harmattan en fin de parcours souffle dans les très basses couches par bouffées espacées (le sol donnant alors l’impression de flotter), entraînant à de faibles hauteurs les mini-tourbillons des zobaas ou des djinns dansants.

Photo 51 – Le 19 décembre 1986 à 12 h TU, Météosat (d’après Guillot et Noyalet, Veille Climatique Satellitaire 16 (2), 1987). L’infrarouge – en négatif – fait apparaître en clair les températures chaudes, et enfoncé les températures froides. L’air froid d’un AMP, de trajectoire Scandinave initiale et parvenu sur la Méditerranée orientale (fig. 15), s’écoule dans les basses couches dans les couloirs entre les reliefs et forme la strate inférieure de l’alizé continental. Les parties élevées des reliefs, comme le Hoggar, l’Air, le Tibesti, l’Ennedi-Darfour et le Kordofan, situés au-dessus de ces coulées froides apparaissent en clair (air chaud), et sont situés dans la strate supérieure de l’alizé.

Photo 52 (pl. couleur) – Au-dessus de l’inversion d’alizé continental sur le Sahara (cliché M. L.). Les poussières jaunâtres ou rougeâtres réfléchissent le rayonnement solaire et masquent partiellement ou totalement la surface du sol.

Photo 53 – Le niveau d’inversion d’alizé continental photographié du Mont Mali (Fouta Djalon, Guinée), en direction du nord-est, à 1537 mètres d’altitude en janvier 1988 (cliché M. Cam, ORSTOM). La perception de la couche d’inversion n’est possible que lorsque l’objectif est exactement situé à la hauteur de cette couche : tel fut le cas sur ce cliché, l’inversion étant encore relativement basse en cette saison (hiver) et à cette latitude (12° N). La couche « sale » qui concentre la poussière forme une bande grise au sommet du cliché.

Les pulsations d’alizé n’ont à soulever que de l’air sec, qui se charge de lithométéores. Le sable advecté par les accélérations de la pulsation et soulevé par la turbulence sur sa face avant, forme un vent de sable, ou une tempête de sable. Il se transforme en mur de sable, moulé sur la partie antérieure des LP les plus actives, le développement en altitude étant limité par l’absence d’énergie additive (fig. 44). Le haboob (de l’arabe habb : souffler) forme un mur compact de sable et de poussières sur 800 à 1 200 mètres d’épaisseur (photo 54), et 30 à 50 km de largeur. Son passage est marqué par une très forte turbulence, de violentes rafales, et par une chute de température après la ligne de pulsation pouvant atteindre 15° C. Les particules de poussière restent en suspension dans l’air longtemps après le haboob, au niveau de l’inversion. Certaines perturbations, bénéficiant d’un potentiel précipitable limité, déversent des pluies de boue, avant peut-être de se transformer en hydrométéore ou ligne de grains (cf. II-5).

Photo 54 – Haboob sur la Mauritanie (cliché communiqué par Z. Nouaceur).

Les pulsations dans la mousson

Les pulsations dans un alizé continuent leur route dans l’éventuelle mousson qui le prolonge. Ces pulsations de mousson ont été reconnues sous différentes appellations : « renforcement de mousson » puisque la vitesse est accélérée, ou « perturbation de sud-ouest » pour rendre compte du sens du déplacement. La perturbation associée à la ligne de poussée d’air (surge line), dont les nuages forment une bande perpendiculaire aux lignes de flux (band of disturbed weather) est diversement expliquée. Elle est considérée, de manière classique comme un « front de mousson, ou un front dans la mousson, ou un front austral », ou bien comme résultant d’un conflit entre des moussons, une mousson récente fraîche repoussant une mousson ancienne réchauffée. Ces interprétations traduisent la dynamique de l’écoulement de la mousson par pulsations successives.

La déviation en mousson fait passer la LP de basses couches sous des structures différentes. D’abord en dessous de la structure verticale de l’EM (EMV) située dans les couches moyennes, comme le montre la figure 12. La pulsation participe alors à l’activité de cette structure favorable aux ascendances (cf. II-5). Lorsqu’elle s’en éloigne elle se glisse sous la structure inclinée de l’EM (EMI) qui devient de moins en moins favorable aux ascendances. Les formations nuageuses conservent encore une disposition en bande (nettement visible sur la photo 20), mais leur développement vertical se réduit progressivement en direction de la trace au sol de l’EM. Le temps associé comporte certes des orages liés à des cumulus isolés, mais les nuages de l’étage moyen dominent et dispensent des pluies continues généralement non-orageuses, souvent abondantes, qui sont parfois qualifiées (de manière restrictive) de pluies de mousson.

Les conditions locales particularisent les effets des pulsations. Tel est le cas du relief en Afrique occidentale où l’alignement du Fouta-Djalon et de la dorsale guinéenne, de même orientation générale que les formations nuageuses, provoque des pluies abondantes, souvent supérieures à 500 mm par mois pendant l’été sur le littoral de la Sierra-Leone et du Liberia. De la même façon les Ghâts de l’ouest, perpendiculaires au flux de mousson indienne intensifient l’activité des LP, leur donnent un fort caractère orageux, et arrêtent une part importante du potentiel précipitable. Cet escarpement du Dekkan retient ainsi des précipitations annuelles supérieures à 4 000 mm, en pénalisant les régions orientales sous le vent. En Afrique orientale les pulsations favorisent le littoral tanzano-kenyan, mais non la Somalie située plus au nord.

Du 2 au 7 septembre 1967 (fig. 45) une pulsation (accélération et hausse de pression) anime l’alizé maritime, passe au nord de Madagascar et atteint l’Afrique le 5 septembre. De fortes pluies tombent sur le littoral, le 6 par exemple Mombasa reçoit 85 mm, Malindi 110 mm, et le 7, Lamu 214 mm. Mais la LP est divisée en deux branches et subit une forte diffluence, une partie du flux se dirigeant vers l’Asie (mousson indienne), l’autre s’engouffrant dans l’ensellement du lac Turkana, entre les hautes terres éthiopiennes et kenyanes. Cette forte divergence (accompagnée de subsidence) est, avec l’accélération du jet somali de basses couches et le type d’EM (EMI cisaillé, cf. II-5), une des composantes de la faible pluviosité somalienne en période estivale.

FIG. 45 – Pulsation d’alizé et de mousson sur le sud-ouest de l’Océan Indien (Tracé effectué à partir des cartes synoptiques de la Météorologie Nationale Malgache).

Les pulsations d’alizé, puis de mousson, atteignent le cœur de la zone tropicale et conditionnent alors l’activité de l’Equateur Météorologique.

II-5. L’ÉQUATEUR MÉTÉOROLOGIQUE

L’Equateur Météorologique : évolution d’un concept

L’évolution de la notion d’Equateur Météorologique offre un exemple de lente maturation d’un concept, des calmes équatoriaux et du Pot au Noir des navigateurs, au Front Intertropical défini sur une base régionale, jusqu’à la notion d’équateur de la circulation troposphérique qui s’inscrit dans l’échelle globale.

Au centre de l’auge équatoriale (BPIT), héritière de la cheminée équatoriale se trouve la zone de convergence intertropicale, ZIC ou CIT, le pot au noir des marins, zone calme (doldrums) et pluvieuse surmontée d’abondants nuages de couleur sombre. L’extension sous les tropiques des conceptions frontologiques assimilant les discontinuités à des fronts, on parle alors de front équatorial ou de front des alizés. En Afrique on nomme front de mousson et surtout front intertropical, ou FIT, la limite alizé continental/mousson, dont la détermination est fondée sur des critères massiques (température du point de rosée), mais uniquement en surface. Sur le bassin du Congo sont envisagés deux FIT : un FIT nord très net, et un FIT sud moins net (ce dernier correspondant à la CIO ; fig. 15 et 16). Il apparaît ensuite que les FIT nord et sud se rejoignent en altitude. Mais si le FIT met en contact deux masses d’air différentes, il n’est pas (comme un front) associé à du mauvais temps, l’activité convective intense et les fortes pluies se trouvant en effet fortement décalées vers le sud, loin de sa trace au sol. FIT et ZIC sont alors considérés comme nettement distincts, la ZIC étant spécifique de l’océan. Flohn (1965) évoque le terme d’Equateur Météorologique mais le réserve à l’océan où se trouve l’ITCZ (intertropical convergence zone). La définition du FIT est encore ambiguë, sa représentation en coupe verticale est très schématique, l’existence supposée de deux FIT excluant la notion d’Equateur Météorologique, et la pluviogenèse associée restant largement inexpliquée.

La structure verticale du FIT est ensuite précisée : « axe de basses pressions, axe de confluence intertropicale, tant en surface qu’en altitude, et constituant un véritable Équateur Météorologique », et sont différenciées, d’une part la structure ZIC océanique, et d’autre part « sur les continents une structure FIT qui n’a de frontale que sa pente, tandis qu’à l’étage moyen non soumis aux influences du substratum subsiste une structure de type ZIC » (Leroux, 1970). La figure 46 rappelle cette étape en présentant les zones de temps associées à l’avancée maximale de la mousson sur l’Afrique occidentale en été boréal. Sont ensuite intégrés les noyaux de vent fort, Jets d’Est Africains (JEA) dans les couches moyennes, et Jet d’Est Tropical (JET) dans les couches supérieures (Leroux, 1974).

FIG. 46 – Coupe schématique de la troposphère vers 0° Gr en août sur l’Afrique occidentale (d’après Leroux, 1970, 1974).

La figure 47 présente les positions moyennes mensuelles de l’Équateur Météorologique (EM) au-dessus de l’Afrique, vers 0° Gr., à la longitude de la cuvette congolaise (vers 20° E) et selon la longitude Ethiopie-Kenya-Canal du Mozambique (40° E) pour janvier-février, avril, juillet-août et octobre (Leroux, 1983). Selon les niveaux, l’EM possède deux structures et deux comportements différents :

• Dans les couches moyennes l’EM est vertical, il représente la structure planétaire de l’EM, prolongement au-dessus des continents de la structure océanique. Cette structure se déplace lentement au cours de l’année dans une bande zonale d’amplitude réduite. Sa position, sa migration annuelle, et ses caractères sont quasi-indépendants des conditions de surface, sa dynamique relevant de la circulation générale.

• Dans les basses couches la structure de l’EM est inclinée, surmontant une circulation de mousson peu épaisse. La migration annuelle de sa trace au sol est associée au comportement thermique du substratum, elle est ample et rapide lorsque ce substratum est entièrement continental, comme sur l’Afrique orientale, ou bien tronquée et arrêtée par le comportement thermique de type océanique (forêt et océan).

FIG. 47 – Positions mensuelles de l’Equateur Météorologique au-dessus de l’Afrique (coupes verticales méridiennes vers 0° Gr., 20° E, 40° E, d’après Leroux, 1983).

Actuellement l’appellation FIT est réservée à l’Afrique francophone, bien qu’existent ailleurs des structures identiques. L’utilisation du terme ZIC, notamment dans sa formulation anglaise ITCZ, est quasi-générale. Ce sigle est indifféremment utilisé pour désigner, soit la trace au sol du FIT, inactive et invisible puisque sans nuages dans ce type d’EM, soit l’alignement zonal de nuages denses des couches moyennes révélés par le satellite. Cette perception visuelle galvaude un tel emploi : toute ligne nuageuse de vague orientation zonale peut alors devenir l’ITCZ, sans la moindre analyse structurale. On parle alors de « CIT dédoublée » ou d’un « dédoublement de la ZIC », désignation de facilité qui représente un considérable retour en arrière, à l’époque où on évoquait deux FIT, un nord et un sud, comme s’il pouvait exister simultanément deux équateur(s) de la circulation générale, hypothèse génétiquement absurde.

Un pas reste à franchir, celui de se détacher de la terminologie initiale : FIT et ZIC ou ITCZ, termes inadaptés mais consacrés par l’usage (Leroux, 1992). Il est plus judicieux de privilégier la notion d’Equateur Météorologique : EM, en précisant le type de structure : Équateur Météorologique Incliné ou EMI, et Equateur Météorologique Vertical ou EMV (fig. 48).

FIG. 48 – Structure verticale de l’Equateur Météorologique : a – océan, b – continent.

L’Équateur Météorologique Incliné : EMI

La trace au sol de l’EM s’inscrit dans l’axe des dépressions thermiques qui sont liées au mouvement zénithal du Soleil. Ce caractère thermique réserve la forte migration aux surfaces continentales, et aux basses couches en les dissociant des couches moyennes où cette influence thermique ne parvient pas. L’EM est donc incliné dans les basses couches, la surface de raccordement entre la dépression thermique de surface et l’EM dans les couches moyennes étant quasi-horizontale lorsque ces entités sont éloignées de plusieurs centaines de kilomètres. L’EMI devient alors une composante supplémentaire de la stratification tropicale.

Dans cette structure inclinée les discontinuités de caractères sont marquées entre les flux superposés : la mousson humide plus ou moins continentalisée est surmontée par un alizé continental chaud et sec. L’EMI est aussi une discontinuité de vent. La confluence se réalise de différentes manières, schématisées par la figure 49 : les flux sont sensiblement parallèles, se rejoignent selon une confluence plus marquée, ou ont des directions diamétralement opposées ; ils peuvent encore avoir des directions opposées, mais des trajectoires parallèles qui entraînent un fort cisaillement, et l’EM peut enfin représenter un axe de diffluence, comme sur la façade occidentale des AA. Le type de confluence conditionne la convergence, de la condition la plus favorable à l’ascendance : l’opposition des flux, jusqu’aux conditions défavorables : la diffluence et le cisaillement.

FIG. 49 – Types de confluence le long de l’Equateur Météorologique.

Le cisaillement de vent est prononcé entre une mousson d’ouest et un alizé d’est. En raison des discontinuités de caractères et de vent la structure EMI est particulièrement stérilisante. Les formations nuageuses, éventuellement associées dans la mousson aux pulsations dont la vigueur diminue graduellement, ou à la convection thermique de plus en plus forte en direction de la dépression thermique, sont décapitées, évaporées et/ou cisaillées, dès qu’elles passent dans l’alizé supérieur. Cette structure n’est donc pas soulignée par des formations nuageuses et en dépit du fort potentiel précipitable de la mousson, des fortes chaleurs favorisant l’instabilité, et malgré la présence de reliefs, il ne pleut effectivement pas. Le sud du Sahara, envahi en été boréal par la mousson atlantique (fig. 16), en est un exemple éloquent. La présence d’une mousson n’est pas synonyme de pluie, le temps habituel dans la mousson atlantique continentalisée est chaud et humide, voire étouffant, mais non-pluvieux. Il ne peut pas pleuvoir, sauf intervention d’un élément perturbateur allogène capable de modifier momentanément ces conditions structurales défavorables au développement vertical des nuages.

L’activité de l’EMI : les lignes de grains (LG)

Des précipitations sont déversées par des lignes de grains (squall line), c’est-à-dire des grains (coup de vent, orage, averse) associés à des nuages à grand développement vertical (cumulonimbus) et disposés en ligne de forme arquée d’orientation méridienne. Cette définition est valable pour d’autres phénomènes (notamment pour des LP actives) mais elle est devenue, notamment en Afrique, spécifique pour désigner cette perturbation mobile dans le flux de mousson. L’origine du facteur extérieur à la structure EMI, qui annule son caractère stérilisant, est encore controversée. Son assimilation par mimétisme avec une onde d’est, a créé un débat largement factice :

• les trajectoires sont foncièrement différentes puisque dans l’EMI seul le flux supérieur est d’est, alors que la ligne de grains se déplace d’est en ouest, c’est-à-dire à contre-courant de la mousson d’ouest/sud-ouest de basses couches,

• les conditions structurales sont également différentes, avec inversion d’alizé dans un cas et EMI dans l’autre.

L’organisation nuageuse est en outre spécifique de la ligne de grains qui dessine un arc de cercle d’orientation générale nord-sud (photos 55 à 57).

Photo 55 – Une ligne de grains sur l’Afrique occidentale le 23 mai 1992, Météosat, VIS (d’après IONIA, ESA/ESR1N). Les développements nuageux (cumulonimbus) sont organisés par une pulsation d’est (issue de l’alizé continental et entourée par la mousson) dont on aperçoit nettement les contours.

Photos 56 et 57 – Les images du 9 juin 1986, Météosat, (d’après Meteosat Image Bulletin, ESA, 12 h TU), dans le visible (VIS) et dans l’infrarouge (IR, qui met en évidence les nuages à grand développement vertical, à sommet froid), montrent : l’absence de nuages dans la structure stérilisante EMI (sauf dans la ligne de grains), l’alignement zonal des nuages associés à l’EMV, situé nettement plus au sud, la disposition des nuages dans la ligne de grains (LG), moulés sur la partie avant d’un noyau de vent d’est inséré dans la mousson (pulsation) dont les contours (en forme d’ovale) apparaissent de façon nette.

La figure 50 schématise le processus de formation d’une LG sur l’Afrique septentrionale, par pénétration dans la mousson atlantique d’une pulsation puissante dans l’alizé de direction diamétralement opposée. L’alizé continental ou harmattan se réchauffe et passe habituellement au-dessus du flux de mousson (fig. 46), mais une pulsation plus dense ne peut s’élever et entre en conflit avec le flux de sud-ouest. La pulsation de basses couches, accompagnée de lithométéores qui manifestent son dynamisme, est fractionnée par le relief entre Atlas et Hoggar, Hoggar et Tibesti, ou Tibesti et Darfour. Les débouchés de ces deux derniers passages sont précisément les lieux de naissance privilégiés des LG. La pulsation dans l’alizé, par son origine récente et sachant que même à température égale l’air humide est plus léger que l’air sec, force la mousson à s’écarter. La mousson fuit d’abord latéralement, puis s’élève et libère alors une abondante énergie, les ascendances et les formations nuageuses se moulent sur la LP, donnant à la LG sa forme arquée caractéristique. Les nuages cumuliformes de la partie antérieure s’étalent ensuite en nuages de l’étage moyen au-dessus de la pulsation.

FIG. 50 – Processus de formation d’une ligne de grains de l’Afrique tropicale.

Une ligne de grains, dont la vitesse moyenne de déplacement est de 40 à 60 km/h, amène généralement la succession des temps suivants :

• À l’avant de la LG, un calme et un réchauffement relatif, moment pénible en raison de l’association de la chaleur, de l’humidité et de l’absence de ventilation.

• Au passage de la ligne de cumulonimbus (Cb) des rafales turbulentes de vent, responsables de dommages souvent importants, soulevant sable et poussière, à l’origine de l’appellation populaire mais erronée de « tornade ». Parfois, notamment à proximité de la trace au sol de l’EMI, le coup de vent est la seule manifestation de la LG, considérée alors comme une « tornade sèche ». La pluie tombe ensuite avec violence, brassée par le vent, accompagnée de tonnerre et d’éclairs, et la température chute brutalement, de 10° C en moyenne.

• Après les manifestations orageuses la pluie tombe de manière continue des formations nuageuses denses de l’étage moyen (Ac et As), tandis que le vent souffle de l’est en surface. Puis la densité des nuages diminue, les précipitations cessent et le vent repasse à l’ouest dans la mousson qui se rétablit. La LG suivante arrivera un à trois jours après, ou bien au bout d’une semaine, ou davantage, l’irrégularité comme la forte intensité des pluies caractérisant les régions couvertes par la structure EMI.

Quand le déplacement s’opère vers l’ouest selon une direction zonale, la LP d’est soulève aisément une mousson peu épaisse et réchauffée, et les précipitations déversées par la LG sont intenses et orageuses. Lorsque par contre le déplacement obéit à une composante méridienne plus marquée la pulsation s’enfonce sous la structure EMI, en s’opposant à une mousson de plus en plus épaisse qui améliore la densité des nuages et la qualité des pluies de la LG, mais freine sa progression avant de finalement l’absorber.

Caractéristiques d’une stratification de type EMI, les LG se rencontrent encore en Afrique dans la structure inclinée de la CIO, ou Confluence Interocéanique au sud de la cuvette congolaise : le flux inférieur atlantique d’ouest humidifié par la forêt, est surmonté par l’alizé d’est plus ou moins continentalisé venant de l’Océan Indien. Une structure EMI surmonte également en été le Pakistan et le nord-ouest de l’Inde, où la mousson indienne peu épaisse (de l’ordre de 1 000 mètres) est coiffée par la subsidence, et par l’alizé continental d’ouest venant de la péninsule arabe (belat) et de nord-ouest du plateau iranien (seistan). Les pulsations qui animent ces flux secs provoquent des LG, appelées andhis (ou northwesters pour traduire le sens du déplacement) apportant coups de vent, tempêtes de sable et orages, mais peu de pluie à l’ouest sur le désert de Thar. Ce type de structure inclinée concerne également le bassin de l’Amazone, notamment le sud de la cuvette au débouché du Gran Chaco où le flux supérieur est continentalisé, mais aussi l’est et le nordeste de la cuvette amazonienne où l’alizé supérieur venu de l’Atlantique s’est plus ou moins appauvri au-dessus des reliefs. La structure EMI concerne aussi le nord de l’Australie en été austral, l’épaisseur de la mousson étant de l’ordre de 1 000 mètres en novembre et mars, et de 2 000 mètres au-dessus de Darwin en janvier-février (Gentilli, 1971).

La structure EMI n’est pas partout aussi stérilisante. La mousson indienne est surmontée à l’ouest (mer d’Oman) par un flux continental, mais elle est à l’est coiffée par l’alizé maritime venu du Pacifique, qui est d’abord passé au-dessus de la mousson chinoise (cf. photo 29 in I-2-C). Sur l’Australie, seule la partie centrale de l’EMI est surmontée par un alizé continental, la mousson australienne étant à l’ouest et à l’est couverte par des alizés maritimes. La structure EMI peut d’ailleurs ne plus être stérilisante, mais être au contraire le siège d’une intense activité (EMI actif), quand les contrastes de caractères entre les flux sont annulés. Tel est le cas dans le Canal du Mozambique en été austral : la mousson malgache et l’alizé de l’Océan Indien, tous deux proches de la saturation, se rencontrent selon des directions quasiment opposées le long d’une structure EMI presque verticale sur plus de 2 000 mètres d’épaisseur (fig. 15 et 47, et photo 58).

Photo 58 – Le 9 janvier 1990, 12 h 00 TU, VIS, Météosat (CMS-Lannion). Sur l’Afrique septentrionale l’EMI dont la trace au sol ourle la forêt (fig. 15) n’est pas accompagné de nuages, les nuages développés sont réservés à l’EMV qui se situe dans les couches moyennes au sud de la Basse-Côte de l’Afrique occidentale. La trace au sol de l’EMI contourne la forêt dense de la cuvette congolaise et longe le Rift occidental. Sur le Mozambique l’EMI devient actif, il remonte vers le nord à l’est de Madagascar et atteint l’aplomb de l’EMV sur l’Océan Indien central. L’air advecté par l’AMP1 austral (à l’est de l’Afrique du Sud) rencontre directement l’EMI sur le Mozambique (canal et État). L’agglutination atlantique (AA) alimente la mousson vers le sud de l’Afrique occidentale et la « mousson » (alizé détourné) vers le Rift occidental et la dépression thermique angolo-zambienne en direction de la CIO.

Tel est encore le cas lorsque l’alizé pacifique nord s’élève au-dessus de la mousson chinoise, lorsque l’alizé du Pacifique sud rencontre la mousson australienne et passe au-dessus, ou lorsque l’alizé atlantique nord passe au-dessus de la mousson panaméenne. L’EMI est alors susceptible d’une intense activité, comme l’EMV, avec d’abondantes formations nuageuses et des précipitations intenses, le handicap structural étant compensé par la richesse du potentiel advecté par les flux de mousson et d’alizé maritime.

L’Equateur Météorologique Vertical (EMV) sur les océans

Sur les océans à l’écart de l’influence continentale, l’EM est vertical dans toute sa structure, sur une hauteur de l’ordre de 6 000 mètres (fig. 48-a). Les BPIT, peu creusées, forment un couloir continu dont la position est commandée par la dynamique des AA. L’EMV migre peu, de l’ordre de 10 à 15 degrés de latitude au cours de l’année, et sa structure se déplace en bloc en conservant sa verticalité. Son faible éloignement de l’équateur géographique en fait l’axe de rencontre de flux d’alizés. Les inversions d’alizé s’élevant progressivement, pour finalement disparaître, l’EMV représente l’axe de concentration de l’énergie transportée sous les inversions, et l’axe des mouvements ascendants entretenus par la dynamique des alizés. Sa position instantanée, comme son déplacement annuel, sont fonction des puissances respectives des impulsions venues du nord et du sud.

L’EMV rassemble ainsi les conditions pluviogènes, structurales et énergétiques, les plus favorables de la zone tropicale. Le déclenchement des ascendances est dynamique, une origine thermique étant exclue au-dessus d’un milieu océanique. Les impulsions de basses couches dans les alizés dont l’EMV est le point d’aboutissement, voient leur propre affaiblissement largement compensé par la fourniture d’énergie tropicale. L’EMV constitue donc un axe de formations nuageuses denses, à l’origine de sa reconnaissance par les marins (cheminée équatoriale et pot au noir), et de la généralisation actuelle du terme ITCZ par les clichés de satellites. La structure EMV, thermiquement homogène et uniformément humide, concentre des formations nuageuses épaisses disposées en bande d’une largeur moyenne de 200 à 300 kilomètres et d’orientation zonale (photo 59). L’EMV est donc encore un axe de précipitations abondantes, régulières, fines, continues, et généralement non-orageuses. Les nuages appartiennent surtout aux formations de l’étage moyen et sont souvent jointifs, mais des espaces vides apparaissent fréquemment. L’activité de l’EMV est rythmée par les arrivées isolées ou simultanées des LP dans les alizés nord et sud, chaque arrivée nouvelle provoquant une intensification passagère de la convergence, avec éventuel développement de cumulonimbus, averses et orages épisodiques. Quand une LP s’approche de l’EMV, l’amélioration des conditions énergétiques et structurales favorise le développement des nuages, et c’est alors qu’on peut, visuellement, évoquer une « GIT dédoublée ». Ce simple arrêt sur image d’une séquence inachevée n’individualise pas un type particulier d’EM, puisque quelques heures après cette LP s’est intégrée dans l’EMV.

Photo 59 – Le 5 avril 1986 à 17 h UTC, GOES W (d’après Guillot et Trigaux, Veille Climatique Satellitaire 12 (5), 1986). L’EMV est remarquablement continu et rectiligne sur plus de 5 000 km de longitude, de 85° à 135° W. Dans l’hémisphère météorologique nord, six AMP apparaissent : les AMP « a », « b », et « c » sur l’Amérique du Nord à l’est des Rocheuses, l’AMP « d » se tropicalise et s’étale sur l’Atlantique et au-delà de l’isthme américain sur l’est du Pacifique au nord de l’EMV, l’AMP « e » provoque une remontée de sud sur le versant ouest des Rocheuses, et « f » aux contours imprécis s’intègre à l’AA du Pacifique nord. Dans l’hémisphère météorologique sud trois AMP sont nettement individualisés, les AMP « g », « h » dans le Pacifique et « i » à l’est des Andes. L’air d’un dernier AMP « j » s’intègre à l’AA dite « de Pâques », qui s’étale vers l’ouest au sud de l’EMV, qui occupe ici une position méridionale (cf. III-3, el niño).

La faible largeur de l’EMV et sa migration d’amplitude modérée limitent considérablement la distribution des pluies associées à cette structure. C’est une des composantes, avec l’inversion des AA et des alizés, de la considérable extension des déserts océaniques.

L’Équateur Météorologique sur les continents : EMI et EMV

Sur les continents le creusement et la migration des dépressions thermiques de surface modifient la structure de l’EM dans les basses couches (fig. 48-b), modification qui déborde largement sur les océans voisins. Axe de confluence la structure EMI n’est plus le siège de la convergence, en raison du cisaillement (fig. 48). Dans les couches moyennes, qui ne sont pas influencées par le substratum, la structure EMV est conservée sur environ 3 000-4 000 mètres d’épaisseur (de l’altitude 2 000 mètres environ, jusqu’à plus de 6 000 mètres). L’EMV représente ici l’axe de confluence des strates supérieures au-dessus des flux de basses couches, alizé et/ou mousson (fig. 51). Il bénéficie par advection, de l’humidité évaporée au détriment du flux de mousson de basses couches, au-dessus de l’inversion d’alizé d’une part, et au-dessus de la structure EMI d’autre part. Le passage des LP dans les basses couches, en dessous de l’EMV, provoque en outre une ascendance directe vers cette structure du potentiel transporté par la mousson.

FIG. 51 – Structure de la troposphère et composantes de la pluviogenèse sur l’Afrique occidentale et centrale. JET : Jet d’Est Tropical, JEA n : Jet d’Est Africain nord, JEA s : Jet d’Est Africain sud.

En dépit de son rejet dans les couches moyennes, l’EMV au-dessus des continents (ou des océans couverts par cette structure EMI/EMV), dispose d’un abondant potentiel précipitable, et il représente encore l’axe de concentration de ce potentiel, des nuages et des pluies. La densité des formations nuageuses zonales (parfois interrompues) et son activité (non constante), sont conditionnées par l’arrivée à son aplomb, soit des LP dans la mousson, soit des LG. L’intensification passagère qui en résulte ajoute des cumulonimbus et des manifestations orageuses aux nuages de l’étage moyen et aux pluies continues non-orageuses. La migration annuelle de l’EMV continental est accrue par rapport à celle de l’EMV océanique (fig. 13 et 14). L’EMV se déplace en moyenne de 10° N à 10° S, soit une amplitude de 20° en latitude, qui représente le double de la migration de l’EMV océanique, mais moins de la moitié du déplacement libre de la trace au sol de l’EMI, comme par exemple sur l’Afrique orientale (fig. 47) où l’amplitude annuelle dépasse 40° de latitude.

L’EMV procure lors de son passage des pluies abondantes et régulières, d’intensité modérée mais prolongées, au-dessus d’un territoire plus étendu sur les continents que sur les océans. Les cartes mensuelles de la dynamique des précipitations en Afrique (Leroux, 1983) montrent que les pluies égales et/ou supérieures à 200 mm par mois, se produisent sous la structure EMV. De part et d’autre de cette structure, c’est-à-dire au-delà des latitudes 10-12° N et 10-12° S les pluies sont essentiellement dues aux LG qui caractérisent au nord l’EMI et au sud la CIO. La même migration lente et régulière des masses de pluie est observée au-dessus de l’Amazonie et (compte non tenu des effets du relief) de l’Indonésie. Les deux passages de l’EMV sont responsables du régime bimodal des précipitations, les deux maxima pluviométriques étant plus ou moins rapprochés en fonction de la latitude. Un tel régime, à deux saisons des pluies, séparées par des saisons peu pluvieuses plutôt que vraiment sèches, ne relève d’aucun processus hypothétique dit « de pluies équinoxiales » (pas plus d’ailleurs que « solsticiales »).

RR mm

J

F

M

A

M

J

J

A

S

O

N

D

Année

Abidjan

29

48

109

156

344

605

238

34

52

183

185

104

2 087

Libreville

331

305

410

363

291

18

1

9

113

384

506

389

3 120

Kisangani

83

104

146

172

181

112

116

179

178

215

161

114

1 761

Mogadiscio

1

0

9

58

56

82

58

40

23

27

36

9

399

Gallacaio

0

3

1

24

60

2

0

2

1

41

14

1

149

Tabl. 18 – Précipitations (RR) mensuelles en mm de : Abidjan (Côte-d’Ivoire, 5° 10’ N), Libreville (Gabon, 0° 20’ N), Kisangani (Zaïre, 0° 30’ N), Mogadiscio (Somalie, 2° 10’ N), Gallacaio (Somalie, 6° 40’ N).

Les exemples de pluviométrie africaine à proximité de l’équateur (tabl. 18) montrent que la situation dans l’espace balayé par l’EMV n’est pas toujours synonyme de fortes pluies bimodales, les conditions locales pouvant être plus déterminantes. Par leurs totaux annuels Abidjan, Libreville et Kisangani illustrent la « sécurité pluviométrique » procurée par les deux passages de l’EMV. À Abidjan et Libreville, de juin ou juillet à septembre la non-pluviosité résulte de la présence de l’alizé maritime coiffé de son inversion (fig. 46), à Kisangani les LG dans l’EMI (novembre à mars) et dans la CIO (juin à septembre) soutiennent les apports entre les passages de l’EMV en avril-mai et en octobre. En Somalie les facteurs contrariants dominent : en hiver l’alizé boréal est accompagné d’une inversion stérilisante, en été la mousson indienne est affectée par la divergence, la vitesse d’écoulement est rapide (jet somali) et l’EM est cisaillé. Dans ces médiocres conditions (en dépit d’un riche potentiel précipitable), les deux passages de l’EM sont nettement isolés en mai et en octobre à Gallacaio, tandis que plus au sud à Mogadiscio les passages de l’EMV sont masqués par l’arrivée (en hiver austral) des LP dans l’alizé/mousson indienne (fig. 45). Ces particularités ne relèvent naturellement pas de l’intervention d’une hypothétique cellule dite « de Walker » (chap. I-3).

L’Equateur Météorologique constitue ainsi la structure pluviogène fondamentale de la zone tropicale : EMI aux pluies orageuses et aléatoires, et EMV aux précipitations abondantes et régulières. Équateur énergétique, l’EM offre des conditions optimales de développement aux cyclones tropicaux qui représentent des paroxysmes de son activité, principalement dans sa structure EMV, mais aussi éventuellement dans sa structure EMI.

II-6 : LES CYCLONES TROPICAUX

Le mot cyclone (du grec kuklos qui évoque l’enroulement du serpent) a été utilisé pour la première fois en 1845 par Piddington à Calcutta (Leborgne, 1986) pour désigner la tempête tropicale (tropical storm), et a ensuite été généralisé pour désigner toute dépression, notamment le cyclone norvégien. Le cyclone tropical est appelé typhon en Extrême-Orient (thai fong en Chine, tai fu au japon, toofan en Inde, tufan en Arabie), baguio aux Philippines, willy-willy en Australie (terme désignant aussi les tornades et les tourbillons), tandis que le terme caraïbe hu ra kan a donné huracàn en espagnol, hurricane en anglais et ouragan en français, les cyclones les plus imposants méritant le qualificatif de super. Phénomènes impressionnants et destructeurs les cyclones ont focalisé la recherche tropicale et sont ainsi bien connus, depuis les vols à l’intérieur de l’œil et l’utilisation des satellites. Des divergences existent néanmoins sur leur genèse, en particulier sur l’importance présumée des conditions thermiques océaniques ou sur celle de la divergence d’altitude, ou sur les causes de leur trajectoire, jugée fantasque et difficilement prévisible.

Structure du cyclone et temps associé

Le cyclone se présente comme une nébuleuse spirale qui couvre plusieurs centaines de kilomètres (de 500 à 1 000 km, voire le double dans les super typhons). Des bandes nuageuses séparées par des rues convergent vers un anneau compact autour de la dépression proprement dite (fig. 52). L’œil forme un immense colisée entouré d’une muraille de cumulonimbus qui s’élèvent jusqu’à la tropopause. Zone généralement calme (de 10 à 50 km de large et davantage), l’œil bien formé au stade de la maturité, renseigne sur l’intensité du phénomène : étroit il indique un cyclone violent, large il appartient à un cyclone peu violent, l’élargissement de l’œil étant souvent le signal du déclin. L’œil est également dépressionnaire, le record de pression la plus basse mesurée étant de 870 hPa (dans le Pacifique nord-ouest). Le cyclone est une perturbation à cœur chaud, l’intense convergence dans la ceinture de cumulonimbus libérant d’énormes quantités d’énergie, qui entretient à son tour les violentes ascendances. La vitesse de déplacement de l’ensemble de la nébuleuse, très variable et avec des accélérations brutales, est de l’ordre de 30 nœuds (50 à 60 km/h), la vitesse s’accélérant aux latitudes élevées.

FIG. 52 – Le cyclone tropical : vue en plan et coupe verticale.

Les manifestations des cyclones sont essentiellement des dégâts, causés par le vent, la pluie, et les effets sur la mer. Le vent est le critère le plus fréquent de différenciation du type de perturbation dont l’intensité est progressive : dans la dépression tropicale les vitesses du vent sont inférieures à 34 nœuds (60 km/h), la tempête tropicale a des vitesses comprises entre 34 et 63 nœuds, et au-delà de 64 nœuds (> 119 km/h) le cyclone atteint le stade de maturité, auquel toutes les tempêtes n’accèdent heureusement pas. À ce niveau la vitesse peut dépasser 200 km/h, voire 300 km/h, aux facteurs d’accélération s’ajoutant la réutilisation d’une partie de l’air soulevé, qui redescend à l’extérieur de la perturbation. La force du vent est associée aux rafales qui équivalent à des coups de boutoir : à 240 km/h la pression exercée est de l’ordre de 600 kg/m². Les précipitations se produisent sous l’anneau de cumulonimbus, elles sont considérables et violentes, les records pluviométriques appartenant aux cyclones : un seul exemple suffit, le cirque de Cilaos à la Réunion a reçu 1 870 mm en 24 heures. Les effets des inondations sont aggravés par le relèvement du niveau de la mer, qui accompagne la marée d’ouragan et l’onde d’ouragan. La marée d’ouragan est formée par les vents de la face polaire du cyclone, où ils sont les plus forts. Elle se propage sous la forme d’une houle à plus de 1 000-1 500 kilomètres à l’avant du cyclone, provoquant une montée du niveau marin d’environ 1 mètre. L’onde d’ouragan est plus dangereuse car elle est directement associée au cyclone, dont elle accompagne la baisse de pression en formant un véritable dôme d’eau. L’élévation due à la pression est de 1 cm par hPa (pour une chute de 100 hPa le niveau de la mer s’élève donc de 1 m), mais cette hausse est fortement accrue par la tension du vent sur l’eau orientée vers le centre du cyclone. L’onde d’ouragan élève le niveau de base des fleuves au moment où se produisent les pluies intenses et les inondations. Ses effets sont amplifiés par la configuration des littoraux, l’exemple du golfe du Bengale étant tristement célèbre : le 12 novembre 1970 la conjonction de l’onde d’ouragan et de la marée astronomique (de 1,70 m), et l’amplification par la forme en entonnoir du golfe, élevèrent de 7 m le niveau de base du Gange grossi par la crue (faisant au moins 300 000 victimes dans ce qui deviendra par la suite le Bangladesh).

Les conditions de la cyclogenèse

La naissance et le maintien des cyclones exige la réunion simultanée des cinq conditions essentielles suivantes : l’existence d’un champ dépressionnaire préexistant, le déclenchement de la convection, l’alimentation en énergie, le développement en altitude, la formation d’un tourbillon.

— L’existence d’un champ dépressionnaire de basses couches favorise le creusement initial de la dépression. Cette condition, qui écarte d’emblée les régions couvertes par les AA par définition anticycloniques (fig. 53), est fournie par les BPIT, et surtout par leur axe l’EM, dans ses structures EMV et EMI (lorsque ce dernier est actif, c’est-à-dire non stérilisant). Ce champ de basses pressions préalables peut être aussi la dépression sur la face avant d’un AMP, où naissent également des cyclones. Une fois formé, le cyclone a tendance à suivre les pressions les plus faibles, tropicales et extratropicales.

FIG. 53 – Les conditions de la cyclogenèse tropicale.

— Le déclenchement de l’ascendance est dynamique : l’EM (sauf l’EMI continental) est activé par l’arrivée de lignes de pulsations qui provoquent la formation de concentrations nuageuses zonales (cf II-5). Celles-ci peuvent déverser d’intenses précipitations, mais peu d’entre elles sont susceptibles de se transformer en cyclone. Des pulsations puissantes ont plus de chances de forcer la naissance d’une dépression tropicale en provoquant l’enfoncement de l’EM, vers le nord ou vers le sud, et en déclenchant une amorce de tourbillon, qui doit s’amplifier pour accéder au stade de la tempête.

— L’ascendance une fois déclenchée, le cyclone s’auto-entretient, à condition que la formidable énergie qui lui est nécessaire soit constamment renouvelée, de manière à la fois puissante et régulière. L’exigence (habituellement évoquée) de températures marines élevées (supérieures à 26-27° C) est un exemple de covariation considérée comme condition. L’équateur océanique, concentrant les eaux chaudes, se confond en effet avec l’EM, puisque ce sont les courants aériens qui poussent les eaux de surface. Or le cyclone est alimenté par des flux qui ont besoin d’un long trajet océanique pour emmagasiner d’énormes quantités de chaleur sensible et latente, cette dernière n’étant que dans une proportion infime fournie par l’évaporation in situ, les flux parvenant quasiment saturés au voisinage de l’EM. Les cyclones se forment donc, et se maintiennent, lorsqu’ils sont alimentés par des flux tropicalisés, chauds et surtout très riches en énergie (c’est-à-dire très humides). Ces conditions sont remplies séparément ou simultanément par les flux de mousson et d’alizé maritime évolué. Sont ainsi écartées de la cyclogenèse les régions couvertes par l’alizé continental, et par l’alizé maritime en début de parcours. À cause de l’inertie thermique océanique la qualité des flux humides est meilleure en fin d’été et en automne, les cyclones étant alors les mieux alimentés et les plus violents. Le renouvellement de l’alimentation doit être rapide et ininterrompu, au stade de la naissance où il exige des flux vecteurs puissants (animés par des pulsations), puis ensuite par des vents accélérés, le cyclone aspirant vers lui quasiment toute l’énergie environnante dans un espace de rayon supérieur à 1 000 kilomètres.

— Le cyclone doit pouvoir se développer dans toute la troposphère, c’est-à-dire qu’au stade initial il ne doit y avoir ni subsidence, ni cisaillement. La cyclogenèse est ainsi écartée des structures stratifiées : EMI et inversion d’alizé stérilisants. Les meilleures conditions sont donc offertes par l’EMV, sans entrave structurale et au riche potentiel énergétique, où naissent plus de 80 % des cyclones. Lorsque l’EMV se transforme en EMI à l’approche d’un continent, les conditions structurales deviennent de plus en plus difficiles et doivent être compensées par un autre facteur (alimentation riche, vorticité accrue), sous peine de dégénérescence. Le cyclone trouve encore d’excellentes conditions de développement vertical sur la face avant d’un AMP, mais les conditions énergétiques sont alors généralement moins favorables. Notons que la divergence en altitude (de sens anticyclonique), parfois évoquée comme condition, n’est en fait que la conséquence de la forte convergence dans les couches basses et moyennes, une forte divergence dans les couches supérieures étant le témoignage d’une intense activité.

— La formation ou l’accentuation d’un tourbillon (vortex), indispensable à l’attraction et à l’accélération de l’alimentation et à la concentration de la convergence, dépend de la force géostrophique. Celle-ci (fonction de la latitude) étant quasiment nulle à proximité de l’équateur, la cyclogenèse est impossible dans l’espace compris entre les latitudes 4 à 5 degrés nord et sud. Ainsi l’EMV qui offre des conditions énergétiques et structurales optimales mais reste proche de l’équateur, doit en être suffisamment éloigné pour devenir le point de départ privilégié des cyclones. Le prolongement de l’EMV en EMI constitue alors un facteur favorable à l’accroissement de la vorticité et à la transformation en cyclones des perturbations zonales de l’EMV. La force de Coriolis est fonction de la vitesse des flux et de la masse transportée : il en résulte que les cyclones les plus rapides et les plus importants sont aussi les plus tourbillonnaires. La vorticité est fonction de la latitude : elle est donc plus forte sur la face polaire d’un cyclone que sur sa face équatoriale. Cet excédent relatif de puissance, une fois que le mouvement tourbillonnaire est déclenché, décale progressivement le cyclone vers le nord ou vers le sud, l’éloignant lentement de sa structure d’origine. L’accroissement de la vorticité qui en résulte compense alors l’appauvrissement énergétique et les difficultés structurales croissantes.

Les conditions de la cyclogenèse sont heureusement draconiennes, et elles sont difficilement réunies en même temps, elles doivent en outre se maintenir tout au long d’une trajectoire : le nombre de cyclones est ainsi relativement limité. Ces conditions font des cyclones un phénomène essentiellement océanique, par la localisation de l’EMV, et par l’exigence énergétique qui provoque la dégénérescence lorsque la perturbation pénètre sur un continent.

Les trajectoires des cyclones sont commandées par des facteurs tropicaux et extratropicaux (photos 60 à 73). La transformation de l’EMV en EMI à l’approche d’un continent, et/ou l’accroissement de la vorticité avec la latitude, éloignent lentement les cyclones de l’équateur. Ces deux facteurs, conjointement ou séparément, rapprochent ainsi les cyclones du couloir dépressionnaire antérieur aux AMP qui atteignent les marges tropicales. Le cyclone, qui a tendance à suivre la pente la plus facile, est attiré par ces basses pressions et se trouve éventuellement réactivé et intégré dans la dynamique extratopicale, en changeant alors de direction et de caractère. Cette rencontre des dynamiques tropicale et tempérée protège ainsi les continents en provoquant le changement de trajectoire des cyclones, qui se déplacent d’abord vers l’ouest, vers les continents, puis s’en éloignent s’ils sont happés et déviés vers l’est sur la face avant d’un AMP.

Photos 60 à 73 – Trajectoire d’un cyclone sur l’Atlantique nord : du 4 au 17 septembre 1986 (d’après Meteosat Image Bulletin, ESA, VIS, 12 h TU). Le 4 septembre une circulation cyclonique apparaît sur le Sénégal, à proximité de l’EMV bien marqué. Ce tourbillon peu intense s’éloigne sur l’océan en se décalant vers le nord. La dépression attire vers elle l’énergie dès le 6 septembre, en désorganisant l’EMV. La dépression tropicale est bien individualisée le 8 septembre, et l’œil du cyclone apparaît le 9. Loin derrière lui l’EMV se reforme à proximité de l’Afrique, et dans le même temps l’AMP « a » va à la rencontre du cyclone. Le 10 et le 11 le cyclone, intensifié dans le couloir dépressionnaire, remonte vers le nord sur la face avant de l’AMP « a » ; mais cet AMP se déplace rapidement vers l’est, et il forme le 12 septembre un barrage au nord du cyclone, qui alors s’affaiblit. Le 13 septembre le déplacement vers l’est de l’AMP « a » libère le passage sur sa face arrière et le cyclone reprend vigueur. Mais arrivent l’AMP « b » qui renforce l’AMP « a », et ensuite l’AMP « c ». Le cyclone « prisonnier » entre la face arrière de « b » et la face avant de « c » bénéficie d’abord de l’accroissement de l’advection du potentiel énergétique vers cet « entonnoir », mais l’étalement de l’AMP « a+b », renforcé par l’advection méridienne de l’AMP « d », finit par lui être fatal et il s’intègre le 18 septembre dans les lignes de pulsation de ce vaste anticyclone et dans les formations nuageuses à l’avant de l’AMP « c ». La trajectoire du cyclone n’est « capricieuse » qu’en apparence : elle est d’abord commandée par la dynamique tropicale, puis à partir des 10-11 septembre elle obéit à la dynamique imposée par les AMP.

L’EMV est le lieu privilégié de naissance des cyclones tropicaux. Mais la conjonction AMP et énergie tropicale peut aussi provoquer la naissance d’un cyclone, parfois appelé cyclone subtropical (cf. II-3). Cette conjonction, qui nécessite des AMP vigoureux et une riche énergie tropicale, est meilleure en début de saison cyclonique et surtout à la fin, les conditions optimales étant réunies en automne. Ces cyclones, qui s’intensifient plus rapidement à cause de la latitude à laquelle ils se forment (forte vorticité) peuvent aussi se produire en dehors de la saison cyclonique.

La géographie des cyclones tropicaux

En moyenne annuelle 85 à 90 tempêtes tropicales, d’une intense dépression tropicale au cyclone, se produisent au cours d’une année sur l’ensemble de la zone tropicale, la répartition en étant très inégale (Leborgne, 1986 ; Hastenrath, 1991).

• L’hémisphère nord en concentre les 2/3 dans deux ensembles : Pacifique nord-ouest/Océan Indien, et Atlantique nord/Pacifique nord-est.

Le Pacifique nord-ouest, avec 28 tempêtes par an en moyenne (soit le 1/3 du total planétaire), dont 18 typhons, est la région cyclonique par excellence, par le nombre, par la durée de la saison cyclonique qui s’étend de mai à novembre, et par la taille atteinte par les super-typhons (3 à 4 par an). Plusieurs facteurs favorables sont réunis : la mousson chinoise et l’alizé pacifique saturés, se rencontrent le long de l’EMV dans les longitudes 140-170° E, puis le long de l’EMI actif en direction de la Chine, l’alizé surmontant alors la mousson. S’ajoutent également les AMP dont la puissance provoque la cyclogenèse en dehors de la saison estivale, la particularité de cette région étant qu’un cyclone peut s’y produire à n’importe quel moment de l’année. La plupart des trajectoires s’incurvent vers le nord-est avant d’atteindre le continent, mais des typhons atteignent la Chine (4 à 5 /an), le Japon (2 /an), les Philippines (4 à 5 /an), l’Indochine (1 à 2 /an), la traversée de la péninsule indochinoise vers le golfe du Bengale étant peu fréquente.

Le nord de l’Océan Indien connaît en moyenne 6 cyclones par an. Dans le golfe du Bengale la fréquence annuelle est de 4 à 5 cyclones, de faible intensité. La mousson indienne est un facteur favorable, mais l’EMI se colle rapidement sur le piémont de l’Himalaya, tandis que l’EMV est rejeté dans les couches moyennes, à la latitude du sud du Dekkan (fig. 14). Les périodes favorables se produisent donc au moment de la remontée de l’EM vers le nord, en mai-juin, et lors de son retour vers le sud, en octobre-novembre. Ces passages au cours desquels la structure est proche d’un EMV sont précisément les pics d’activité cyclonique (celui d’automne étant le plus élevé), le creux estival étant nettement marqué, notamment au mois d’août. Certains cyclones viennent du Pacifique nord-ouest, peu nombreux, traversant avec difficulté la péninsule indochinoise. Dans la mer d’Oman, le long des côtes occidentales de l’Inde, la fréquence moyenne, faible, est de l’ordre de 1 à 2 cyclones par an. Les périodes d’éventuelle activité sont les mêmes que dans le golfe du Bengale dont peuvent venir les cyclones en traversant le sud du Dekkan, mais le caractère stérilisant de l’EMI (surmonté par le flux continental) limite rapidement l’activité en direction de l’ouest, l’Oman étant rarement atteint par des phénomènes affaiblis (photo 74).

Photo 74 – Une dépression tropicale sur le sud de l’Arabie le 5 octobre 1992, Météosat, VIS (d’après IONIA, ESA/ESRIN).

Dans l’Atlantique nord, la mer des Caraïbes et le golfe du Mexique la fréquence moyenne est de 9 cyclones par an, 5 atteignant le stade hurricane. La saison cyclonique va de mai à novembre, l’activité étant plus intense en septembre et octobre. La présence de l’EMV vers lequel confluent l’alizé maritime évolué, et la mousson atlantique dont le flux principal se dirige vers l’Afrique, constituent les facteurs favorables à la naissance des dépressions sur l’Atlantique central. Les lignes de grains africaines qui parviennent sur l’océan disparaissent presque toutes dans la zone de l’inversion d’alizé, mais celles qui franchissent cet obstacle sont à l’origine de la moitié des cyclones. Ces derniers quittent ensuite la structure EMV tandis que les vigoureuses descentes d’AMP sur l’Amérique du Nord recourbent les trajectoires vers le nord-est. Des cyclones peuvent atteindre les côtes sud des Etats-Unis du Texas à la Floride (2 à 3 par an) et remonter le long du littoral oriental, ou toucher au fond du Golfe les côtes mexicaines, ou encore franchir (avec difficulté) l’isthme vers le Pacifique.

Le Pacifique nord-est prolonge vers l’ouest la zone atlantique, et avec 15 tempêtes par an constitue la deuxième région cyclonique. Cet espace forme un triangle entre, l’isthme qui amène des perturbations atlantiques atténuées, et deux flux d’alizé coiffés par une forte inversion. La saison cyclonique va de mai à novembre, favorisée par la mousson panaméenne (surmontée par l’alizé atlantique) et la présence de l’EM (EMI actif et EMV proches). Des temporales, intenses dépressions tropicales associées à l’EMV « se déplacent lentement et sont accompagnées de pluies diluviennes » (WMO, 1992). Ces systèmes cycloniques, dont la vorticité est faible en raison de la latitude, et dont le tiers seulement atteint le stade de cyclone (appelé ici cordonazo), s’éloignent vers l’ouest sur l’océan où ils se résorbent généralement assez vite. Mais les descentes d’AMP, qui ailleurs protègent les continents, provoquent ici sur leur face antérieure la déviation des cordonazo, cyclones de courte durée, vers les côtes ouest du Mexique (2 à 3 par an) qui sont alors plus exposées que les côtes est, jusqu’à la Californie du Sud, les déserts Mojave et de Sonora recevant alors des précipitations exceptionnelles.

• L’hémisphère sud, en dépit de son caractère océanique, n’est concerné que par le 1/3 des perturbations, dans une bande continue qui va de l’Afrique orientale jusqu’au Pacifique occidental. Le Pacifique oriental et l’Atlantique sud sont couverts par une AA et une inversion d’alizé stérilisante, mais surtout ils n’accueillent pas l’EM : ainsi même lorsque l’alizé maritime devient instable, comme sur le littoral brésilien, la cyclogenèse est heureusement absente.

Dans le Pacifique sud-ouest la saison cyclonique s’étend de novembre à avril avec 12 tempêtes par an, seulement 3 atteignant le stade de cyclone. Les conditions favorables sont associées à la rencontre de la mousson australienne et de l’alizé maritime le long de l’EMV, qui devient vers l’ouest EMI actif jusqu’au continent. Les trajectoires sont en majorité déviées vers l’est, mais quand les AMP n’interviennent pas à temps le nord de l’Australie est atteint, le Queensland le plus menacé recevant en moyenne 2 cyclones par an (cf. photo 43). La Nouvelle-Calédonie par 21° S est touchée tous les 3 ou 4 ans, tandis que les îles de la Société (Tahiti) par 18° S et 150° W sont habituellement épargnées, lorsque l’EMV reste dans l’hémisphère nord ou à proximité de l’équateur (fig. 13).

Le sud-est de l’Océan Indien, ou le nord-ouest de l’Australie, prolonge le domaine précédent, en reçoit des tempêtes et en envoie vers le Pacifique à travers le golfe de Carpentarie et le Queensland. La saison cyclonique s’étend de novembre à avril, avec en moyenne 7 perturbations par an, dont 2 à 3 accèdent au rang de willy-willy. Les conditions favorables sont encore offertes par la mousson australienne et l’EMV. La transformation de l’EM vers le sud-est en EMI surmonté par un flux continental, et l’habituel déplacement des cyclones vers l’ouest, devraient conjointement protéger le continent de leurs méfaits. Mais l’intervention des AMP provoque au contraire leur déplacement en sens inverse et leur traversée de l’Australie occidentale selon une trajectoire NW-SE. La dégénérescence est toutefois rapide sur le continent (souvent en quelques centaines de kilomètres), mais les littoraux sont particulièrement exposés à leur violence.

Dans le sud-ouest de l’Océan Indien la saison cyclonique va d’octobre à avril avec 11 tempêtes par an, la moitié devenant cyclone, notamment de janvier à mars. Les cyclones se forment dans la structure EMV où confluent la mousson malgache et l’alizé maritime, certains formés au nord de l’Australie s’étant propagés le long de l’EMV. Les cyclones suivent l’EMI vers le sud, en direction de Madagascar, sont déviés vers le sud-est par les AMP (photo 75), ou traversent l’île vers le Canal du Mozambique. Le Canal réunit des conditions particulières : l’EMI est actif (mousson malgache et alizé maritime saturés), le sud est constamment atteint par des AMP qui surcreusent la dépression mozambicaine, la latitude (20° S) confère une grande vorticité. Ces conditions favorables donnent naissance à des tempêtes tropicales ou cyclones de taille modeste qui se déplacent d’emblée vers l’est (poussés par la dynamique AMP), s’éteignent sur Madagascar ou la traversent, reprennent vigueur sur l’océan, descendent vers le sud-est (face avant de l’AMP), ou bien abandonnent la dynamique AMP et repartent vers le Canal en suivant l’EMI, à nouveau à travers la Grande Île. La Réunion connaît en moyenne un cyclone dévastateur tous les 15 ans, elle subit des dégâts importants tous les 5 ans, mais elle peut voir passer 2 cyclones la même année.

Photo 75 – Le 27 janvier 1993 l’arrivée d’un couloir dépressionnaire à l’avant d’un AMP puissant détourne le cyclone vers le sud. Madagascar est ainsi épargnée, mais les îles Maurice et la Réunion se trouvent alors sur la trajectoire du cyclone.

Les cyclones, phénomènes tropicaux par excellence, sont essentiellement dévastateurs. Les espoirs un moment caressés d’intervention sur leur intensité, notamment sur la vitesse de leurs vents, ont été rapidement déçus. Pour se protéger de leurs méfaits la seule méthode vraiment efficace pour l’instant, tant est grande leur puissance, est la fuite, quand c’est possible, comme dans le sud des Etats-Unis où les déplacements préventifs de population sont gigantesques à l’approche d’un cyclone.

Le cyclone tropical représente le paroxysme de l’activité de l’Equateur Météorologique, dans sa structure EMV la plus spécifiquement tropicale. Mais lorsqu’un cyclone tropical est annexé par la face avant d’un AMP, ou bien lorsque sa naissance est provoquée par un AMP (cyclone subtropical), sa dynamique est-elle alors tropicale ou extratropicale ? En s’intégrant dans la circulation extratropicale le cyclone tropical souligne le processus majeur des échanges méridiens qui se réalisent de manière continue : impulsés au niveau des pôles par les AMP et revenant vers les pôles au-devant des AMP.

PARTIE III
La dynamique du climat : l’évolution climatique

Le système climatique global

Les parties I et II ont précisé le minimum à connaître de la dynamique du temps et du climat à l’échelle actuelle, synoptique ou saisonnière. Le but de cette partie III est d’examiner comment les structures aérologiques et les mécanismes du temps et du climat peuvent être modifiés, intensifiés ou atténués, et/ou déplacés. Seront donc évoquées les raisons susceptibles de provoquer des changements dans la dynamique du temps à plus long terme, de l’évolution récente à l’échelle paléoclimatique. Cela suppose d’emblée, et de manière obligatoire, que les processus évoqués fonctionnent à toutes les échelles de temps, de l’échelle instantanée à l’échelle des paléoclimats. La dynamique de la circulation générale, dans des circonstances comparables, obéit en effet aux mêmes lois, et ne fonctionne pas au gré des questions posées et/ou des régions concernées selon des façons multiples et opportunistes, dans un sens ou dans l’autre, voire même selon des mécanismes contradictoires.

Le système climatique global (fig. 54) est composé de :

— l’atmosphère et de ses constituants qui ne jouent pas tous le même rôle,

— l’hydrosphère : eaux marines et continentales, eau vapeur et/ou liquide en suspension dans l’air,

— la surface du sol ou lithosphère : continents et leur répartition, relief,

— la biosphère : notamment la végétation et particulièrement les grandes masses forestières,

— la cryosphère : glace marine (banquise), glace continentale (inlandsis, glaciers de montagnes), neige.

À ces composantes il faut ajouter la noosphère (de noos, l’intelligence ; Demangeot, 1994) qui représente l’action anthropique (mais ne répond pas toujours à sa définition).

Tous ces éléments interagissent entre eux de manières complexes et à différentes échelles d’espace et de temps. L’atmosphère est l’élément le plus changeant, mais les échanges avec les autres éléments se réalisent selon des durées variables. Avec les océans par exemple, les échanges de chaleur et d’eau, mais aussi de gaz comme le dioxyde de carbone, vont de l’échelle instantanée pour la couche superficielle à l’échelle des millénaires pour les couches profondes.

Les facteurs susceptibles de provoquer des modifications du système climatique global relèvent de deux types de processus. Les processus internes sont les interactions qui affectent le climat et en dépendent, les processus externes relèvent de facteurs qui affectent le climat mais n’en dépendent pas, et qui exercent ainsi un « forçage » (de forcing) sur le climat.

La notion de système climatique global ne doit pas laisser supposer l’existence d’un climat global, notion pratique mais réductrice telle qu’elle peut apparaître sur la fig. 54. Il faudrait en effet y intégrer le schéma de la circulation générale (fig. 18), qui détermine et distribue les conséquences des interactions. On ne passe pas directement d’un éventuel facteur ou processus interne ou externe à la conséquence climatique globale, mais on passe obligatoirement par les relais qui commandent la dynamique du temps. Ces relais transforment, amplifient ou atténuent les effets climatiques, et peuvent même aboutir pour la même cause initiale, dans des régions différentes à des résultats différents, voire même à des résultats inverses. Des relations statistiques peuvent être établies entre la variation d’une cause éventuelle et celle d’un paramètre quelconque, mais cette relation n’a de signification véritable que lorsque le mécanisme physique réel a été identifié. Les relations sont rarement binaires, c’est-à-dire seulement établies entre deux paramètres isolés de leur contexte. Ainsi, par exemple il ne suffit pas que la température baisse fortement dans les hautes latitudes (à cause des paramètres orbitaux) pour que se forment des inlandsis : l’accumulation de glace sur des milliers de mètres ne relève pas de conditions locales mais exige des transferts énormes d’eau, provoqués par des facteurs d’une puissance considérable, pendant des milliers d’années. De la même façon l’édification de grands systèmes dunaires n’exige pas seulement une baisse ou une absence de pluie locale, mais également une intensification de la circulation qui résulte de causes lointaines. À une autre échelle encore, il ne suffit pas que l’évaporation augmente en liaison avec une hausse de la température, pour que la pluviosité augmente à son tour. Un élément, retiré d’un ensemble par commodité, ne peut changer tout seul, et il est donc nécessaire d’inscrire les phénomènes analysés à la place qu’ils occupent dans la circulation générale, elle-même insérée dans le système climatique global.

III-1. LES CAUSES DES VARIATIONS CLIMATIQUES

Toutes les composantes du système climatique changent constamment, et il n’est pas possible d’étendre la portée des mécanismes actuels à toutes les échelles de temps. Pour raisonner à partir des conditions actuelles de fonctionnement de la circulation générale, il est nécessaire de considérer comme fixes les données de la lithosphère, notamment la répartition des continents et la disposition des reliefs dont l’importance dans l’organisation de la circulation océanique et aérienne est primordiale. L’échelle géologique, pour laquelle il faudrait connaître l’exacte géographie (notamment la topographie) de la planète, est donc écartée. Ne seront examinées que les variations récentes du climat (jusqu’au Pléistocène supérieur), pour lesquelles la logique des phénomènes actuels est aisément transposable.

Les variations climatiques doivent passer par l’intermédiaire des modifications de l’intensité de la circulation générale, des variations d’intensité des perturbations et/ou du décalage de leur champ d’action par rapport à l’actuel. Parmi les causes qui ont pu entraîner ces variations, d’intensité mais non de nature, de la dynamique du temps dans des conditions géographiques comparables à l’actuel, sont évoquées les causes externes et internes. Les variations de l’activité solaire et les modifications des paramètres orbitaux sont susceptibles de modifier l’intensité du rayonnement émis en direction de la Terre. Les causes qui agissent sur l’efficacité du rayonnement solaire et sur l’intensité du contre-rayonnement terrestre émanent, soit de processus naturels résultant du volcanisme, soit de processus anthropiques associés à l’augmentation du taux des gaz à effet de serre.

À – LES VARIATIONS DE L’ACTIVITÉ SOLAIRE

La circulation de l’atmosphère et les temps qui en découlent sont la conséquence du rayonnement solaire. Il apparaît donc logique que la première cause des variations climatiques réside dans les variations de l’activité du Soleil. Cette question est débattue depuis fort longtemps, elle a produit une abondante littérature scientifique, et elle reparaît épisodiquement dans la presse pour expliquer des dérèglements météorologiques. Le Soleil « devenu fou » est alors par « ses colères », tour à tour ou tout à la fois, responsable des vagues de chaud ou de froid, des sécheresses ou des inondations… De très nombreuses études ont été menées sur ce sujet qui exerce une véritable fascination, mais ainsi que l’écrivait Pittock (1983) « en dépit d’une littérature massive il y a peu ou aucune évidence convaincante de corrélations statistiquement significatives », à quelques exceptions près, entre l’activité solaire et le temps ou le climat.

Le cycle des taches solaires

La quantité d’énergie fournie par le Soleil a longtemps été considérée comme invariable, ainsi qu’en témoigne la notion de constante solaire, utilisée pour désigner la quantité d’énergie qui parvient à la limite de l’atmosphère. Mais cette notion de constante doit être révisée, car elle varie, faiblement, comme l’activité solaire. Les irrégularités dans l’activité du Soleil se traduisent par l’apparition de taches sur la photosphère (partie lumineuse du Soleil) liées au champ magnétique solaire. Des zones de champ magnétique très intense remontent à la surface du Soleil, apparaissent sous la forme de taches d’abord dans les moyennes latitudes solaires (vers 40°), puis le lieu d’apparition se déplace vers l’équateur solaire, la durée de vie d’une tache étant d’environ un mois. Les taches sont plus sombres car leur température est plus faible, de l’ordre de 4 500° C (c’est-à-dire 1 500° C de moins que la photosphère, qui est environ à 6 000° C). L’observation des taches depuis le début du XVIIe siècle (soit depuis 385 ans) montre que leur nombre varie entre une valeur minimale (sunspot minimum) et une valeur maximale (sunspot maximum), qui suit un cycle moyen de 11 ans, variant autour de cette valeur en moyenne entre 9,9 et 11,2 ans. Les cycles doivent d’ailleurs être groupés par deux, la périodicité étant alors de 22 ans, en association avec l’inversion du champ magnétique solaire. L’avant dernier maximum (du cycle 21) est intervenu en 1980, le dernier minimum s’est produit en 1986, le dernier maximum (du cycle 22) a été observé en 1991, et le prochain minimum sera donc centré sur l’année 1997 (fig. 55).

FIG. 55 – Evolution depuis le début du siècle du nombre de taches solaires (tracé simplifié d’après EOS [70-32], 1989, et EOS [75-1], 1994).

Les cycles de 11 ans sont d’amplitudes inégales (suivant le cycle de Gleissberg, de l’ordre de 80-100 ans), les valeurs des minima restent très proches, tandis que les valeurs des maxima montrent de fortes variations. Ces dernières valeurs ont été élevées autour de 1760-80, de 1840-70 et de 1940-60, elles ont été par contre atténuées autour de 1740-60, de 1790-1820 et de 1880-1910.

Un rapport existe entre le nombre de taches et l’intensité solaire : le maximum de rayonnement (Soleil actif) se produit en même temps que le maximum de taches, les zones libres de taches étant alors plus brillantes et rayonnant davantage. Mais la variation de l’intensité du rayonnement n’est pas très grande au cours d’un cycle. Elle est depuis 1978 mesurée directement par satellites (Nimbus 7, SMM, ERBS) qui montrent que l’amplitude de variation au cours d’un cycle de 11 ans n’est que de 0,1 % (Foukal, 1994). L’amplitude des variations (à l’intérieur d’un cycle) atteint toutefois 0,3 % lors de périodes plus courtes pendant une phase de forte activité (maximum), tandis qu’elle reste très faible lors d’une phase moins active (minimum). Les cycles concernent l’activité solaire tout entière, les périodes de maximum correspondant à un intense vent solaire ainsi qu’à une forte intensité des rayonnements ultraviolets. La production du carbone 14 (¹⁴C) en haute atmosphère (à partir de l’azote 14,¹⁴N), qui est fonction de l’intensité du rayonnement solaire, est donc à son tour influencée. Les variations, légères, du rapport de ¹⁴C dans le carbone fixé par les végétaux et notamment par les arbres, sont révélées par l’analyse isotopique du carbone contenu dans leurs cernes de croissance. Ont été ainsi reconstituées (dendroclimatologie) les variations de l’activité solaire sur plusieurs milliers d’années, qui confirment le cycle de 11 ans (et des cycles plus longs), et révèlent l’existence de périodes de faible activité solaire, comme le minimum de Maunder au XVIIe siècle (également révélé par la quasi-absence de taches solaires entre 1645 et 1715), le minimum de Spörer au XVe siècle, ou le minimum de Wolf au XIIIe siècle.

Activité solaire et climat

L’impact des variations de l’activité solaire sur l’évolution du climat est toujours très discuté, et les mesures par satellite (encore trop courtes), qui remplacent l’estimation empirique de l’activité solaire par des données chiffrées, ont considérablement relancé le débat. Des modèles simples sont proposés : pour un changement de 1 % de la constante solaire la variation de la température de l’air en surface serait de 0,6° C. À une échéance plus courte une baisse de 0,1 % de la radiation (égale à celle mesurée par satellite de 1980 à 1986) pourrait correspondre à 0,2° C de la température terrestre. La période dite du petit âge de glace qui s’est terminé vers 1850 aurait été dans sa phase initiale associée au minimum de Maunder : une estimation de 0,24 % de réduction du rayonnement total aurait entraîné une baisse de la température globale de 0,46° C (Lean et Rind, 1994). Si l’on ne considère que l’évolution récente depuis le début du siècle, le cycle 19, qui a culminé en 1958 a atteint les valeurs les plus élevées (fig. 55), l’amplitude des cycles 14 à 18 s’est progressivement amplifiée (la radiation s’étant vraisemblablement accrue de 0,6 % de 1910 à 1960), le cycle 20 a connu une diminution de l’amplitude, qui a augmenté à nouveau au cours des cycles 21 et 22. Il est impossible de ne pas évoquer en parallèle l’évolution thermique globale récente dans laquelle l’optimum climatique contemporain (des années 1940 à 1960) correspond aux cycles 18 et 19, optimum suivi d’une altération dans les années 1970 et ensuite d’une nouvelle augmentation de la température.

Tout semblait avoir été dit sur la relation activité solaire/température, et pourtant une « incroyable » ou « éblouissante » corrélation a été récemment établie entre la longueur du cycle solaire (comprise entre 9,7 et 11,8 ans) et les anomalies de température de l’hémisphère nord de 1860 à 1990 (Friis-Christensen et Lassen, 1991). Lorsque le cycle est court l’activité solaire est forte, quand le cycle est long l’activité est plus faible. Les cycles, longs (supérieurs à 11 ans) à la fin du siècle dernier et au début de ce siècle (associés à de basses températures), sont devenus plus courts (de l’ordre de 10 ans) jusque vers 1940-60 (période de l’optimum climatique), puis ils se sont rallongés faiblement jusqu’en 1970 (et alors accompagnés d’un léger refroidissement), pour raccourcir ensuite à nouveau (inférieurs à 10 ans) avec une hausse récente de la température.

La coïncidence entre d’une part l’amplitude et la longueur des cycles solaires, et d’autre part l’évolution séculaire de la température, doit-elle être considérée comme une covariation ou comme une réelle co-relation ? Il est difficile de trancher en l’absence de mécanisme physique identifié. À côté de relations surprenantes subsistent des échecs patents qui posent en préalable à toute analyse statistique, en raison de la multiplicité des relais entre la cause et ses effets, la question essentielle de savoir si une relation entre l’activité solaire et un élément isolé du climat peut apparaître de manière immédiate. Combien d’intermédiaires existent entre les paramètres analysés (et dans quel ordre hiérarchique) lorsqu’on examine, par exemple, les conditions lointaines et locales de la pluviogenèse ? Doit-on s’étonner que n’apparaisse pas de correspondance évidente, et quelle est alors la portée véritable d’un constat de non-relation statistique entre des paramètres ?

D’autres régions et d’autres paramètres présentent de meilleures relations avec le cycle solaire. Tel est le cas, parmi les nombreux exemples, de celui cité par Pittock (1983) avec les températures de janvier dans 19 stations du nord-est de l’Amérique du Nord, ou de la relation avec les sécheresses et les inondations dans le nord-est de la Chine (Currie et Fairbridge, 1985), ou avec la circulation des latitudes moyennes de l’hémisphère nord (Schmidt, 1986). Il semblerait encore que les effets de l’activité solaire aient à passer par l’intermédiaire de l’ozone, « modulateur de l’énergie solaire » selon Berger (1989). La valeur maximale de la concentration d’ozone est en effet atteinte lors du maximum d’activité solaire (Angell, 1989). Pendant les maxima d’activité le Soleil émet un intense rayonnement ultraviolet qui conditionne le taux de concentration d’ozone, pour l’essentiel créé au-dessus des Tropiques et transféré vers les pôles dans la stratosphère. Mais le Soleil émet également un flux intense (vent solaire) de particules énergétiques chargées (protons, neutrons, électrons), qui sont déviées par le champ magnétique terrestre pour l’essentiel vers l’espace au niveau de la magnétopause (située vers 65 000 km). Toutefois, en raison des lignes de force du champ magnétique terrestre (avec actuellement entrée au pôle magnétique nord et sortie au pôle sud), les cornets polaires sont mal protégés de ces radiations (raison pour laquelle on y observe les aurores polaires). Ces particules contribueraient-elles alors à la diminution de la concentration d’ozone au-dessus des pôles, puis compte tenu des relais aérologiques et de la compétence des régions polaires pourraient-elles expliquer l’éventuelle relation avec le climat ?

Les mécanismes physiques restent à établir, et un réexamen des relations statistiques en fonction des mécanismes réels reste à faire, avant de se prononcer de manière objective sur la réalité des relations entre le cycle solaire et les paramètres du climat. Il faudrait encore démêler l’imbrication de ces relations éventuelles avec le cycle lunaire de 18,6 ans (Fairbridge, 1995).

B – LES PARAMÈTRES ORBITAUX DU RAYONNEMENT

Dans les conditions actuelles la variation saisonnière du rayonnement est fonction des positions de la Terre par rapport au Soleil (fig. 3). L’axe des pôles, orienté vers l’étoile alpha Petite Ourse (étoile polaire), forme un angle proche de 66° 33’ avec le plan de l’écliptique, la distance Terre-Soleil variant d’environ 5 millions de km entre les positions d’aphélie et de périhélie, cette dernière position, proche du solstice de décembre se produisant en début janvier (cf. I-1). Mais les paramètres orbitaux du rayonnement sont en perpétuel changement : varient ainsi la distance Soleil/Terre, l’inclinaison par rapport au plan de l’écliptique et l’orientation dans l’espace de l’axe des pôles. Ces trois paramètres obéissent à des cycles emboîtés de longueurs différentes et modifient lentement les conditions dans lesquelles le rayonnement solaire parvient sur la Terre. La théorie astronomique des paléoclimats, conjonction de la variation des trois paramètres astronomiques précités, et aboutissement d’une lente réflexion sur la genèse des glaciations découvertes par L. Agassiz (1837), a franchi des pas décisifs avec A. Adhémar (1842) et J. Croll (1875) à la fin du siècle dernier, puis surtout avec M. Milankovitch (1924). Une période glaciaire a d’abord été associée à une diminution de l’énergie reçue par les hautes latitudes en hiver, susceptible de favoriser l’accumulation de la neige. Pour Milankovitch les conditions favorables à l’extension des glaces correspondent par contre dans l’hémisphère nord à un minimum de rayonnement solaire pendant l’été, insuffisant pour faire fondre la neige hivernale. La théorie astronomique, parfois simplement appelée « paramètre de Milankovitch », a été tour à tour reconnue et/ou discréditée, en raison de désaccords avec les géologues, jusque dans les années 1970, puis de longues séries chronologiques établies à partir de sédiments marins l’ont confortée en faisant apparaître des périodicités de 100 000, 43 000, 24 000 et 19 000 ans. La théorie astronomique s’est ainsi imposée comme l’explication fondamentale des modifications climatiques à long terme.

Variation de la distance Terre-Soleil ou excentricité de l’orbite terrestre

L’orbite terrestre n’est pas un cercle mais une ellipse, le mouvement de révolution étant perturbé par l’attraction des autres planètes qui gravitent autour du Soleil. La Terre ne reste donc pas à distance constante du Soleil, la trajectoire décrite dans l’espace passant d’une forme presque circulaire à une ellipse plus ou moins aplatie. L’excentricité caractérise le degré d’aplatissement par rapport à un cercle, elle est exprimée par un pourcentage entre le petit axe et le grand axe de l’ellipse, c’est-à-dire que plus le pourcentage est faible plus la forme est proche d’un cercle. La variation de l’excentricité, relativement faible puisqu’elle n’a pas dépassé 7 % (Berger, 1992), présente une quasi-périodicité d’une durée moyenne de 100 000 ans (ou 100 ka, kilo-années), variant entre 90 000 et 120 000 ans (90 et 120 ka). Le dernier maximum d’excentricité, atténué (de l’ordre de 2 %), s’est produit vers 16 ka BP (BP = Before Present, par convention avant 1950), l’avant-dernier maximum remonte aux environs de 125 ka BP avec une excentricité proche de 4 %. (fig. 56).

FIG. 56 – Variation des paramètres orbitaux du rayonnement de 150 000 BP (150 ka) à + 20 000 (20 ka) – (d’après Berger, 1992).

La relative faiblesse de l’excentricité affecte peu la quantité totale d’énergie reçue sur l’ensemble de l’année, l’écart n’atteignant que 0,2 %. Mais les contrastes saisonniers sont importants, et ajoutés à ceux apportés par les autres paramètres ils entraînent un cycle majeur des variations climatiques d’environ 100 ka, constituant « la cause première de la succession quasi-périodique des glaciations de la Terre » (Duplessy et Morel, 1990).

Variation de l’angle d’inclinaison de l’axe des pôles

L’angle formé par l’axe des pôles et la normale au plan de l’écliptique s’éloigne aujourd’hui très lentement de 23° 27’. La valeur de cet angle varie de 3°, entre 22° et 25°, selon une quasi-périodicité de 41 ka. Le dernier maximum d’obliquité (avec un angle de 24° 30’) s’est produit vers 9 ka BP (fig. 56), l’axe des pôles se redressant progressivement depuis (la valeur de l’angle se rapproche de 23° 26’).

La diminution de l’angle (axe redressé) réduit les contrastes entre les saisons, les hivers étant plus doux et les étés plus frais. Inversement quand l’angle augmente (axe plus incliné) les contrastes sont accrus, l’hémisphère en hiver est relativement plus éloigné du Soleil et il est donc plus froid, mais l’hémisphère en été est par contre plus chaud parce qu’il est plus proche du Soleil. Les variations sont identiques dans les deux hémisphères, mais les conséquences sont différentes selon les latitudes. Dans la zone tropicale les variations d’inclinaison sont comparativement plus faibles, mais la latitude des Tropiques passe de 22° à 25° N et S, entraînant une extension ou réduction de la zone tropicale définie cosmiquement de 6° de latitude, de 44° à 50°. Cette différence se traduit grossièrement par une amplification en latitude de 667 km de la zone balayée par le zénith, extension qui peut apparaître minime, mais qui l’est beaucoup moins si l’on considère la totalité de la surface tropicale totale susceptible de recevoir alors le rayonnement solaire de façon optimale. Vers 9 ka BP (fig. 56) la zone tropicale couvrait 49° de latitude (24° 30’ X 2), elle n’en couvre plus actuellement que 46° 54’, et sa superficie continue à décroître. Les effets de l’obliquité sont amplifiés dans les régions polaires, où la latitude du Cercle Polaire (aujourd’hui à 66° 33’, se rapprochant de 66° 34’) oscille entre 65° et 68°, ce qui réduit ou augmente d’autant la zone de nuit polaire hivernale, la zone tropicale (cosmique) augmentant ou diminuant d’autant de degrés. Pendant l’été une forte inclinaison accroît le réchauffement polaire, les variations extrêmes de l’obliquité se traduisant par un écart de 14 % de l’énergie reçue en été dans les hautes latitudes. Inversement une faible inclinaison (axe redressé) diminue la quantité d’énergie reçue par le pôle en été ; cette situation s’est présentée vers 25 ka BP, avec une inclinaison proche de 22° 10’ (fig. 56).

Variation de la direction de l’axe des pôles, ou précession des équinoxes

La Terre n’est pas sphérique mais ovale avec un léger renflement à l’équateur (dû à la rotation), l’attraction gravitationnelle des autres planètes du système solaire provoque alors une lente giration de son axe de rotation et la fait osciller comme une toupie. L’axe des pôles n’est donc pas toujours dirigé vers les mêmes étoiles, l’étoile polaire (i.e. située dans le prolongement de l’axe des pôles) est actuellement alpha Petite Ourse, il y a 4 000 ans c’était alpha du Dragon, dans 12 000 ans ce sera Véga (dans la constellation de la Lyre). Cette oscillation déplace lentement la position des solstices et des équinoxes sur l’ellipse parcourue par la Terre, et change le moment de l’année où la planète est le plus près (périhélie) ou le plus loin (aphélie) du Soleil. La combinaison de la précession axiale (de période 26 ka) et des autres paramètres orbitaux ramène à une valeur moyenne de 22 ka la périodicité de la précession des équinoxes, avec deux périodes dominantes, une de 23 ka, l’autre de 19 ka. Cette périodicité aboutit à une véritable inversion de direction de l’axe des pôles. Ainsi il y a 11 ka (fig. 56 et 57) lors du solstice de juin la Terre était en position de périhélie (aphélie aujourd’hui), tandis que le solstice de décembre coïncidait avec l’aphélie (périhélie aujourd’hui). Dans l’hémisphère nord les étés étaient donc plus chauds mais les hivers plus froids ; dans l’hémisphère sud les étés étaient moins chauds (distance plus longue), mais les hivers moins froids (distance plus courte). Les contrastes saisonniers étaient donc moins accusés dans l’hémisphère sud, mais ils étaient par contre très marqués dans l’hémisphère nord.

FIG. 57 – La précession des équinoxes, ou des solstices. Schématiquement la précession peut s’exprimer ainsi : pour inverser la position du solstice, d’aphélie en périhélie (soit 6 mois), il faut : 11 000 ans pour inverser la direction de l’axe des pôles, pour 6 mois ; 6 mois = 180 jours = 4 320 heures = 259 200 minutes ; en 1 an la précession est de : 259 200 mn /11 000 = 24 minutes.

Paramètres orbitaux et évolution climatique

Le contrôle astronomique est indiscutable sur les variations climatiques à long terme. Le cycle de 100 ka est évident et se retrouve dans toutes les courbes de longue durée, notamment dans les carottages d’inlandsis. Parce qu’il se manifeste de la même façon sur l’ensemble de la planète ce cycle explique le caractère synchrone des changements majeurs dans les deux hémisphères. Ainsi la période centrée autour de 125 ka BP (fig. 56), caractérisée par une excentricité de 4 %, une obliquité proche de 24° et une insolation d’été dans les hautes latitudes supérieure de 13 % à l’actuel, a constitué la période interglaciaire de l’Eemien, sensiblement plus chaude qu’aujourd’hui. L’équivalent le plus récent de l’Eemien se situe vers 6 ka BP et constitue l’Optimum-Climatique Holocène (OCH). Vers 115 ka BP par contre, avec une excentricité encore forte, mais une obliquité faible (de 22° 24’) et un été en période d’aphélie, l’insolation dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord était inférieure de 9 % à l’actuel. Le rafraîchissement entraîna le début de la dernière période glaciaire, qui par étapes successives a conduit au Dernier Maximum Glaciaire (DMG), qui s’est achevé vers 15 ka BP. En fonction des paramètres orbitaux « le refroidissement commencé il y a 6 000 ans se poursuivra encore pendant 5 000 ans » (Berger, 1992) pour évoluer ensuite vers des conditions glaciaires.

Les différentes combinaisons avec les deux autres paramètres introduisent des variations plus courtes à l’intérieur des cycles majeurs. Les conséquences sont variables en fonction des latitudes, faibles à proximité de l’équateur, elles s’accroissent en direction des pôles. L’obliquité et la précession influencent fortement l’insolation des latitudes polaires, qui sont surtout marquées par le cycle de 41 ka, et à travers elles par l’intermédiaire des AMP l’ensemble de la circulation (cf. III-2).

C – VOLCANISME ET CLIMAT

L’idée qu’un lien puisse exister entre volcanisme et climat est très ancienne, Plutarque par exemple a supposé que l’éruption de l’Etna en 44 avant notre ère avait provoqué le flétrissement des récoltes en obscurcissant le ciel. Plus près de nous B. Franklin, alors ambassadeur des Etats-Unis en France, a suggéré que l’éruption du Laki (Islande) en 1783, pouvait être responsable à cause du « brouillard sec » (dry fog) ainsi formé, de la rigueur de l’hiver 1783-84. Lamb (1970) a vivement nourri le débat, et de très nombreuses études, maintenant confortées par les mesures satellitales, ont montré que les aérosols volcaniques s’inscrivent parmi les causes de l’évolution des températures.

Les émissions et projections volcaniques (silicates et sulfates)

Les volcans sont une source continue de gaz qui accompagnent, ou pas, les extrusions de laves, les rifts médio-océaniques fournissant la moitié de ce dégazage. Les émissions de gaz carbonique, ont par exemple été dramatiquement démontrées le 21 août 1986 lorsqu’à la suite d’un dégazage brutal, une véritable éruption de CO₂ issue des profondeurs du lac de cratère Nyos (Cameroun) s’est répandue en faisant 1 800 victimes. Les volcans rejettent également dans l’atmosphère de la vapeur d’eau, des composés soufrés (principalement de l’anhydride sulfureux ou dioxyde de soufre SO₂) et du chlore (sous la forme de chlorure d’hydrogène, HCl). Ainsi, par exemple, le volcan Erebus (dans l’Antarctique), en éruption permanente depuis 1972, émet plus de 1 000 tonnes par jour de chlore (soit environ 370 000 tonnes par an), les volcans émettant dans leur ensemble annuellement 36 millions de tonnes, pour les années sans éruption majeure (Maduro et Schauerhammer, 1992).

Les effets météorologiques des volcans sont fonction non de l’abondance des laves ou des conséquences topographiques, mais dépendent de la densité, de l’étendue et de la persistance du voile atmosphérique formé par les aérosols (qui sont par définition des particules solides ou liquides en suspension). Les aérosols d’origine non-volcanique (poussières, brume sèche des régions désertiques) résident de façon relativement brève dans la troposphère, essentiellement dans les couches basses et moyennes. Ils sont lessivés par les pluies ou entraînés sur la face avant des AMP vers les pôles (où les glaces témoignent de l’intensité de ce transport). Les aérosols volcaniques, parce qu’ils sont projetés vers la stratosphère, ont un temps de résidence dans l’air beaucoup plus long. Ces aérosols sont de deux types (fig. 58) :

— Les aérosols silicates, représentés par les cendres et les poussières issues des roches pulvérisées, plus importants lorsque les éruptions volcaniques sont de type explosif, créent parfois des voiles de poussière fine, qui assombrissent Soleil et Lune. Les particules solides qui ne dépassent pas la troposphère sont ramenées vers le sol en quelques jours, comme les aérosols non-volcaniques, par la gravité, le vent et la pluie. Quand la projection atteint la stratosphère elle forme un voile de longue durée, les particules les plus fines pouvant se maintenir au-delà de 10 années.

— Les aérosols sulfatés, proviennent de la transformation en acide sulfurique (H₂SO₄) des composés soufrés (dioxyde de soufre, SO₂), au contact de l’eau atmosphérique. La taille des gouttelettes d’acide sulfurique (inférieure à 1 µm), leur permet de demeurer en suspension dans la stratosphère pendant plusieurs années, une couche permanente d’aérosols existant vers 20-25 km d’altitude. Des nuages très fins, appelés ultracirrus, se forment parfois dans la mésosphère vers 80 km d’altitude. On sait actuellement que ces aérosols sulfatés, en raison de leur forte réflectivité, ont un plus grand impact climatique que les cendres et les poussières.

FIG. 58 – Effets des éruptions volcaniques sur l’atmosphère (schéma).

La dispersion des aérosols est fonction du lieu d’éjection. Dans la zone tropicale, où la tropopause est élevée (fig. 18) et où les projections doivent dépasser 20 km d’altitude, les poussières sont redistribuées vers le nord et vers le sud et finissent par concerner la Terre entière. La dispersion par les flux supérieurs demande 2 à 6 semaines pour faire le tour de l’atmosphère dans les basses et moyennes latitudes, de 1 à 4 mois pour devenir uniforme au-dessus de la zone couverte par le système de circulation. Les projections du Pinatubo (14-15 juin 1991) aux Philippines par 15° N, suivies par satellite, ont mis 21 jours pour faire le tour du globe ; deux mois après l’éruption 42 % de la surface de la Terre comprise entre 30° N et 20° S étaient couverts par les aérosols, et deux ans après alors que les latitudes tropicales étaient revenues à leur état initial l’épaisseur optique des hautes latitudes était encore affectée (WMO, 1994). Dans les hautes latitudes (régions polaires) où la tropopause est plus basse, les particules projetées à plus de 10 km d’altitude forment un anneau circumpolaire de poussières, dont la redistribution n’est pas générale (tel a été notamment le cas avec le Mont St-Helens (Alaska) en 1980).

Les effets optiques, radiatifs et thermiques

Les effets majeurs des aérosols sont associés à l’éparpillement (diffusion) du rayonnement solaire vers l’espace et vers la Terre. Les fortes éruptions sont plus aptes à provoquer ces effets, mais ils résultent aussi des éruptions plus modestes si les éjections de magma sont riches en soufre. L’activité volcanique passée est estimée par des indices, qui ne prennent pas tous en compte les mêmes paramètres. L’indice du voile de poussière volcanique (DVI, ou dust veil index de Lamb, 1970) est fondé sur une estimation de la quantité de cendres émises, à partir de la modification des propriétés optiques de l’atmosphère ; cet indice est fonction de l’épaisseur optique (c’est-à-dire de l’extinction du rayonnement solaire), de l’étendue de la couverture d’aérosols et de sa durée. L’indice d’explosivité volcanique (VEI, ou volcanic explosivity index de Newhall et Self, 1982) a été proposé par des volcanologistes qui prennent essentiellement en compte les caractères géologiques de la puissance de l’explosion. Les émissions volcaniques sont parfois mal documentées et elles ont pu passer inaperçues. Les observations ayant montré que les niveaux de glace du Groenland (plus que l’Antarctique aux précipitations plus faibles) enregistrent l’acidité qui reflète la charge de l’atmosphère en aérosols (Hammer, 1977), l’idée est venue de rechercher un indice de l’activité volcanique passée dans les glaces. Tel est par exemple le cas de l’IVI, ou ice volcano index de Robock et Free (1995), qui fait apparaître en troisième position (après le Katmai, Alaska, en 1912 et El Chichon, Mexique, en 1982) l’éruption de faible ampleur de l’Hekla (Islande) en 1971. Mais aucun de ces indices n’a de valeur absolue, les estimations empiriques ou mesurées dépendant de la qualité de l’observation, de la plus ou moins grande proximité de l’éruption et/ou de l’intensité du transport en direction des pôles.

Les effets optiques ont fait l’objet d’observations très anciennes (à l’origine des peurs voire des terreurs). Les descriptions, qui ont notamment servi à la détermination du DVI, ont souligné l’assombrissement ou le rougeoiement du ciel, l’éclat blanc du ciel près du Soleil qui devient rouge vif à l’aurore et au couchant.

Les effets sur la radiation solaire sont mesurés depuis l’explosion du Krakatoa (île près de Java en Indonésie) en 1883, qui a injecté 10 milliards de tonnes dans l’atmosphère, dont 50 millions de tonnes dans la stratosphère). Les aérosols ont réduit d’environ 20 à 30 % l’intensité du rayonnement solaire direct pendant quelques mois, mais une compensation a été opérée par le rayonnement diffus. L’explosion du Gunung Agung (Bali, Indonésie) en 1963, alors considérée comme « l’éruption du siècle » en terme de quantité de cendres injectées dans la stratosphère, a provoqué une réduction de 24 % du rayonnement direct, mais la compensation par le rayonnement diffus a ramené la perte à 6 % de la radiation totale (13 années ont été ensuite nécessaires pour disperser la poussière volcanique). Après l’éruption d’El Chichon (Yucatan, Mexique) le 28 mars 1982 l’accroissement de l’albedo planétaire a été de l’ordre de 10 % (Halpert et al, 1993). Les effets sur le rayonnement solaire sont plus importants dans les hautes latitudes, car en fonction de l’angle d’incidence le trajet est plus long à travers la poussière.

Les effets thermiques concernent la stratosphère, où l’absorption d’une partie du rayonnement provoque un réchauffement (qui a été de l’ordre de + 3° C en été 1982). De moindre ampleur, mais plus importants pour le climat sont les effets sur les températures de surface. Dans l’hémisphère nord, d’une manière générale, une éruption entraîne un faible refroidissement (de moins d’1°C) mais la chute est rapide, se produisant 2 à 3 mois après l’éruption (d’où l’importance de la saison pendant laquelle se produit l’événement volcanique (Self et Rampino, 1988). L’explosion du Tambora (île de Sumbawa, Indonésie) le 11 avril 1815, un des plus grands cataclysmes volcaniques, a projeté dans l’atmosphère plus de 150 km³ de ponces et de cendres. Au cours de son déplacement l’immense nuage de poussières a provoqué un sévère refroidissement, par exemple à Madras (Inde) où deux semaines après l’explosion les températures matinales tombèrent en dessous de zéro lors de son passage (Rampino, 1989). L’Europe occidentale fut atteinte 3 mois après, et la transparence de l’atmosphère était encore affectée en 1817. L’année 1816 qui mérite le nom d’année sans été, a alors connu une vague de froid dans le nord-est des États-Unis, avec gelées répétées et neige en août en Nouvelle-Angleterre, en Europe l’été a été froid et très pluvieux, Genève connaissant alors ses températures estivales les plus basses jamais enregistrées. Partout les récoltes furent détruites, les famines provoquant révoltes et épidémies. Les archives de la Compagnie de la Baie d’Hudson, montrent que les étés de 1816 et même de 1817 furent très froids, avec des vents de nord dominants et des invasions puissantes d’air arctique (AMP) sur l’Amérique du Nord, se propageant jusqu’en Europe de l’Ouest (Rampino et al, 1988). Le Krakatoa, en 1883, avec 1/10 des cendres du Tambora, a été responsable d’un refroidissement global estimé à 0,5° C. L’Agung, en 1963 a entraîné une chute de la température moyenne annuelle de 0,4° C pour l’hémisphère nord, mais de 1,3° C pour les latitudes comprises entre 60 et 90° N de 1963 à 1965 (la superficie des glaces arctiques ayant alors augmenté de 1,5 million de km²). El Chichon, en 1982, au faible volume relatif de magma et à la faible production de cendres, a montré que le soufre est la clé de l’impact atmosphérique en raison de la fourniture considérable d’aérosols d’acide sulfurique, formant « le nuage d’aérosols des 100 dernières années » (Self et Rampino, 1988). La forte décroissance de la radiation (plus élevée qu’en 1963) a entraîné un refroidissement de surface estimé à 0,5° C pendant 5 mois après l’éruption. Les éruptions du Pinatubo ont provoqué en fin d’année 1991 une réduction de la température de la troposphère comprise entre 0,5 et 0,7° C (Dutton et Christy, 1992). En 1992 l’anomalie négative était encore très étendue sur l’Amérique du Nord et le nord de l’Asie, atteignant -3 à -4° C de janvier à mars à proximité du Groenland et se prolongeant encore d’avril à décembre avec des valeurs de l’ordre de -2 à -3° C dans les hautes latitudes boréales (Halpert et al, 1993).

Le rôle du volcanisme sur les températures apparaît ainsi indéniable, les mesures récentes confirmant les estimations empiriques passées. Le refroidissement, de l’ordre de 0,1 à 0,2° C à l’échelle des températures globales, et de 0,4° C dans l’hémisphère nord, est rapide mais de durée relativement courte, se produisant quelques mois après une éruption, décroissant ensuite pendant 1 à 3 ans après l’éruption. Les baisses les plus significatives se produisent en été et en automne, tandis que la relation avec les anomalies hivernales serait moins marquée (Bradley, 1988). Il semble même que l’hiver pourrait alors être relativement moins froid (Robock et Mao, 1995). L’effet thermique est fonction de la latitude, et ce sont encore les hautes latitudes qui subissent les conséquences les plus remarquables.

Les relations avec d’autres paramètres climatiques, comme les précipitations ou les pressions, ont été également recherchées, mais elles sont nettement moins évidentes car elles doivent passer par l’intermédiaire des processus des échanges méridiens. Parmi les relations évoquées celles avec les épisodes el niño sont encore controversées. Pour Handler et Andsager (1990) « les aérosols volcaniques des basses latitudes sont la cause immédiate et unique d’un événement ENSO », Mass et Portman (1989) réservent cette relation aux éruptions volcaniques majeures, et Robock et Free (1995) pensent qu’il « n’y a pas de lien évident entre les éruptions volcaniques et les el niño ». La question est notamment posée pour l’événement de 1982-83, les températures étant considérées comme brouillées par l’épisode el niño. Mais les deux phénomènes sont-ils de même nature, c’est-à-dire tous deux des facteurs, ou bien existe-t-il une relation dynamique entre ces deux phénomènes ? (cf. III-3).

L’influence sur l’ozone est par contre évidente : après une éruption importante, une augmentation de température de la stratosphère associée à l’absorption par les gouttelettes d’acide sulfurique, s’accompagne d’une diminution du taux d’ozone. Le Pinatubo (en juin 1991) et le Mont Hudson au Chili (en août 1991) ont ainsi fortement contribué à réduire la concentration d’ozone au-dessus de l’Antarctique, la diminution d’ozone dans la basse stratosphère coïncidant avec la pénétration dans le vortex polaire des aérosols volcaniques (Halpert et al., 1993). Après l’éruption du Pinatubo les mesures ont montré dans l’hémisphère nord une décroissance de la colonne d’ozone d’environ 5 à 6 % au-dessus des latitudes tropicales, de 3 à 4 % dans les moyennes latitudes et de 6 à 9 % dans les hautes latitudes (Mahfouf et Borrel, 1995).

Le volcanisme est ainsi une cause supplémentaire de variation climatique, apériodique et de courte durée, venant se greffer sur les effets des deux causes externes précédentes.

D – EFFET DE SERRE ANTHROPIQUE

En raison de l’effet de serre naturel, c’est-à-dire de la réabsorption de l’énergie du contre-rayonnement terrestre (CRT) dans l’infrarouge, le gain thermique de l’ensemble Terre-atmosphère est de 33° C (cf. I-1). L’ampleur de ce gain justifie l’intérêt accordé à la moindre modification de la concentration des gaz à effet de serre (GES). Parmi eux la vapeur d’eau joue le rôle essentiel, comme l’expriment les comportements thermiques des régions sèches (fig. 4-A) et des régions humides (fig. 4-B). La contribution de l’eau à l’effet de serre représente 62,5 %, les 37,5 % restants appartenant aux autres GES, au dioxyde de carbone (CO₂) principalement (bien qu’il ne représente que 3 millièmes de l’atmosphère), au méthane (CH₄), à l’oxyde d’azote (N₂O), à l’ozone (0₃) de basses couches, aux chlorofluorocarbures (CFCs), et aux aérosols troposphériques.

L’idée selon laquelle le climat pourrait changer à cause des activités humaines, par modification du bilan radiatif, n’est pas neuve puisqu’elle a déjà été évoquée par J. B. Fourier dès 1827. Le rôle du CO₂ issu des combustibles fossiles a été envisagé par Arrhénius en 1896, mais c’est en 1938 que Callendar remarque pour la première fois une augmentation de la concentration de ce gaz. Il faut attendre les années 1950 et l’invention d’un enregistreur de la teneur en CO₂ pour que des mesures suivies soient effectuées. L’augmentation du taux de gaz carbonique est incontestable : ce taux est passé de 315 ppmv (partie par million en volume) en 1958 à près de 360 ppmv actuellement.

Le CO₂ est dense (de densité 1,5 par rapport à l’air) et la seule disparition de ce piège à chaleur contenu par les basses couches ferait chuter la température moyenne de la Terre à -2°/ -3° C (contre 15° C). Il est alors logique d’envisager, puisque le taux de CO₂ augmente (comme celui des autres GES), un accroissement de l’effet de serre et une élévation des températures globales à cause d’une absorption radiative accrue. C’est ce que prévoient les modèles climatiques.

Effet de serre anthropique : les prévisions des modèles

L’effet de serre anthropique, ajouté à l’effet de serre naturel, devrait avoir selon les modèles numériques de nombreuses conséquences climatiques. Dans les années 1970, la tendance était de prévoir le retour à « un petit âge de glace ». Les scénarios « effet de serre » des années 1980, relayés et amplifiés par les médias, annoncent au contraire un cortège de catastrophes associées au réchauffement, le moindre événement météorologique inhabituel devenant la preuve irréfutable de la catastrophe annoncée. La « planète en danger » devrait subir, de façon imminente, une « apocalypse climatique » accompagnant des températures excessives, une fonte rapide des glaces et un relèvement du niveau de la mer estimé en mètres, la sécheresse et la désertification, mais aussi des inondations… aucune région n’étant épargnée par le cataclysme proche.

Les scientifiques sont partagés entre deux attitudes radicalement opposées : l’une – alarmiste, voire activiste – pense que les changements sont certains et qu’ils seront sévères et rapides, l’autre – sceptique, voire attentiste – estime par contre qu’il n’y a rien de certain voire d’urgent, les prévisions des modèles n’étant pas démontrées. La question s’est aussi posée de savoir si le débat sur le réchauffement relevait de « la science ou de l’intoxication médiatique », et si l’on pouvait confondre « effet de serre et changement global ». De sévères critiques ont été formulées, d’abord par Newell et Idso dans les années 1980, puis plus récemment par Lindzen (1990), Lenoir (1992) et/ou Michaels (1992), et par une association de scientifiques fondée en 1995 (l’European Science and Environment Forum) qui multiplie les attaques contre le « dogme ». Les prévisions, initialement catastrophistes et péremptoires, des experts de l’IPCC (International Panel on Climate Change) sont peu à peu devenues plus prudentes, puis ont été fortement révisées à la baisse et la catastrophe climatique est devenue, semble-t-il, moins imminente. Rappelons ces prévisions et les estimations actuelles de leur ampleur probable (EOS, 1995) :

• Un réchauffement global de l’ordre de 1,5 à 4,5° C en cas de doublement du CO₂ (qui représente un doublement supposé de tous les GES réunis, vers l’an 2030), l’estimation la plus probable étant de 2,5° C, la hausse de la température de surface pouvant même, entre 1990 et 2030, être seulement comprise entre 0,5° C et 2° C.

• Ce réchauffement devrait être relativement modéré dans les latitudes tropicales, mais par contre particulièrement amplifié dans les moyennes et surtout les hautes latitudes, pour lesquelles les modèles (par référence aux paléoclimats et notamment au Dernier Maximum Glaciaire) sont unanimes à prévoir des hausses hivernales supérieures à 10° C, voire à 12° C (Houghton et al, 1992).

• Un relèvement du niveau de la mer devrait suivre, en raison de la fonte des glaces (banquise, inlandsis, glaciers de montagne) et de la dilatation de l’eau par réchauffement. La baisse de la pression atmosphérique devrait aussi contribuer faiblement à la hausse (de 1 cm pour 1 hPa). Les estimations actuelles « les plus raisonnables » vont de 5 à 40 cm de hausse en 2030, voire seulement de 5 à 12 cm si le rythme d’élévation au cours du siècle passé se poursuit.

• Une intensification du cycle hydrologique global et une augmentation globale des précipitations, notamment dans les moyennes et surtout les hautes latitudes, en fonction de « la relation entre l’évaporation et la température de surface », relation « bien établie et confirmée par tous les modèles » (EOS, 1995).

• Une péjoration pluviométrique estivale sur les continents, la baisse des pluies résultant d’une évaporation plus intense. La sécheresse sahélienne, mais aussi la sécheresse des plaines américaines, voire eurasiennes lui étant associées. Cette exception pluviométrique révèle la référence à la sécheresse sévère de 1988 et au dust bowl des années 1930 aux Etats-Unis, lorsque des nuages de poussière ont accompagné la sécheresse dans les grandes plaines.

• Un temps plus clément, car en raison de l’atténuation du gradient méridien et de la diminution des contrastes thermiques, « l’écart de température entre le pôle et l’équateur… s’affaiblira probablement avec le réchauffement… et les tempêtes aux latitudes moyennes seront plus faibles » (Météo-France, 1992). Les perturbations tropicales seront par contre plus nombreuses, la chaleur leur donnant encore une plus grande violence.

• Un refroidissement stratosphérique résultant, de l’accroissement de la concentration du CO₂ troposphérique, et de la réduction de l’ozone stratosphérique (dont l’absorption diminuera).

Prévisions et observations

L’évolution climatique actuelle, telle qu’elle est réellement observée et « reconstituée » à l’échelle hémisphérique et à l’échelle globale, annonce-t-elle – même timidement – les prévisions des modèles climatiques ?

• Les précipitations

À l’échelle zonale l’évolution des précipitations, montre en moyenne une augmentation générale dans les latitudes tempérées entre 25° et 60° nord et sud (Diaz et al, 1989), notamment en Amérique du Nord, en Europe et en Asie du Nord (Vinnikov et al., 1990). Mais les pluies diminuent aux latitudes tropicales nord entre 0° et 25° nord, notamment au sud du Sahara dans les latitudes sahélo-soudaniennes, et même aux latitudes équatoriales boréales entre 0° et 5° nord, en Afrique, au Moyen-Orient mais aussi en Asie du Sud-Est et notamment en Inde (Bradley et al., 1987). La pluie augmente par contre, de manière symétrique, dans les latitudes tropicales sud entre 0° et 25° S (Diaz et al., 1989), fortement en Amérique du Sud, en Australie surtout depuis 1970, en Afrique du Sud où depuis 1950 la pluviométrie est généralement supérieure à la moyenne. Le synchronisme généralement observé à l’échelle paléoclimatique entre zones tropicales nord et sud n’est ainsi pas observé, les régions au sud de l’équateur semblant recevoir ce qui ne tombe pas au nord. À l’échelle planétaire, un indice de précipitations établi sur la période 1880-1990 montre (par référence à la période 1951-1970) que les précipitations ont été globalement déficitaires jusque vers 1950, puis excédentaires jusque vers 1980, mais par contre déficitaires depuis (WMO, 1992).

• Les températures

Une reconstitution de la température moyenne globale (WMO, 1995), à partir des observations continentales et océaniques, à l’échelle des valeurs annuelles, montre que les variations thermiques s’inscrivent au cours de la période 1860 à 1994 dans une fourchette de 0,6° C (fig. 59). La température, inférieure à l’actuel au siècle dernier, s’est rapidement élevée au début de ce siècle. Dans l’hémisphère nord la température moyenne s’est élevée de 0,6° C entre 1880 et 1950 (Wallen, 1984), la hausse ayant été surtout rapide au début du siècle entre 1910 et 1940, l’année 1938 étant considérée comme la plus chaude. Un optimum climatique apparaît au cours de la période 1930-1950, voire 1930-1960, dans les deux hémisphères avec toutefois plus de netteté dans l’hémisphère nord. La température a ensuite décru, les années 1960 voire 1970 étant « définitivement plus froides en hiver comme en été » (Wallen, 1984). Un retour vers un « petit âge de glace » était considéré comme vraisemblable, Kukla et al. (1977) notant alors que « le refroidissement observé au cours des 30 dernières années dans l’hémisphère nord ne s’est pas encore inversé ». Mais la température, calculée à l’échelle globale, s’est remise à augmenter, la décennie la plus récente apparaissant comme la plus chaude du siècle.

FIG. 59 – Anomalies (en °C) des températures globales de l’air continental et océanique de 1860 à 1994, par référence à la période 1951-1980 (d’après WMO, 1995).

L’élévation remarquable de 0,3° C de 1980 à 1990 de la courbe moyenne reconstituée n’est toutefois pas confirmée par l’observation directe effectuée par satellite depuis 1979 (fig. 60). Les courbes des températures mesurées par satellite ne montrent pas de tendance nette, et notamment ne reflètent pas la forte hausse de température de la courbe estimée, alors qu’entre 1979 et 1994 l’accroissement de la teneur en CO₂ est de 24 ppmv (de 336 à 360 ppmv), c’est-à-dire plus qu’entre 1900 et 1960 (21 ppmv). Le satellite révèle par contre la nette influence dans les latitudes extratropicales de l’activité solaire (dont le cycle 22 apparaît) et du volcanisme (surtout en 1992 du Pinatubo).

FIG. 60 – Anomalies (en °C) des températures troposphériques moyennes annuelles mesurées par satellite, par référence à la moyenne 1982-1991 (d’après WMO, 1995) : a-globe : de 85° N à 85° S ; b-tropiques : de 30° N à 30° S ; c-latitudes extratropicales nord : 30° N à 85° N ; d-latitudes extratropicales sud : 30° S à 85° S

Le réchauffement considérable (présumé) des pôles ne se manifeste pas davantage. Dans l’Antarctique, Sansom (1989) souligne « qu’aucune tendance au réchauffement ne peut être prouvée », et Zwally (1991) observe que « les tendances récentes ne sont pas significatives ». Au-dessus de l’Arctique par contre le refroidissement est net en surface, surtout dans l’Arctique occidental où entre 1950 et 1990 la chute de température a atteint : -4,4° C en hiver et -4,9° C en automne, avec un degré de confiance de 0,97 et de 0,96 (Kahl et al, 1993), c’est-à-dire presque la moitié, mais en négatif, des prévisions pour les années 2030. Un réchauffement tout aussi net est observé à 850 hPa (1 500 m) et à 700 hPa (3 000 m), ce réchauffement atteignant en hiver + 3,74° C dans la couche 850-700 hPa avec un coefficient de confiance de 0,99. Ce réchauffement des couches moyennes constitue, en raison de la dynamique associée aux AMP (fig. 18), une confirmation du refroidissement de surface et de basses couches, l’intensité accrue des AMP provoquant un retour plus intense d’air chaud au-dessus (cf. III-3).

On peut encore préciser qu’aucune tendance significative ne suggère une réduction de la glace de mer ou de la couverture neigeuse (Ropelewski, 1988 ; Folland et al, 1990), ni une tendance nette à la hausse du niveau océanique, Pirazzoli (1990) soulignant que « pendant les 40 dernières années il n’y a probablement pas eu le moindre relèvement global du niveau de la mer ».

L’évolution climatique récente n’est pas conforme au scénario dit « effet de serre »

L’évolution climatique des dernières décennies n’est donc pas conforme aux prévisions des modèles et les scénarios « effet de serre additif », clairement démentis, ne sont pas annoncés par les faits d’observation.

• Sur le plan pluviométrique, l’augmentation générale présumée n’est pas observée, notamment dans la zone tropicale où l’évolution est paradoxale entre les hémisphères puisque les comportements sont différents au nord et au sud de l’équateur, mais aussi en zone tempérée où l’on enregistre éventuellement une baisse des pluies, en particulier dans les régions méditerranéennes (cf. III-3). Dans les latitudes tropicales nord, notamment dans la ceinture subsaharienne, l’évolution récente est contraire à l’optimum climatique contemporain (période 1930-60) et à l’Optimum Climatique Holocène (de 9 ka à 6 ka BP) pendant lesquels on a observé une hausse simultanée des températures boréales et des pluies (cf. III-2).

• Sur le plan thermique, une tendance nette et générale ne suit pas l’accroissement continu de la teneur en CO₂. L’évolution paraît ainsi aberrante lors du refroidissement des années post-1960 alors que les taux des CES continuaient à augmenter de façon régulière. La forte augmentation récente n’apparaît pas dans l’observation satellitale, tandis que la comparaison des températures prévues et des températures estimées dans les deux hémisphères (fig. 61, Michaels, 1994) souligne les profondes divergences. En dépit d’une longue période de « calibration » des modèles, de plus de 60 ans, les courbes s’écartent de plus en plus, surtout dans l’hémisphère nord et surtout depuis 1965.

FIG. 61 – Températures prévues par les modèles climatiques et températures observées depuis 1900, dans l’hémisphère nord (a), et dans l’hémisphère sud (b) – d’après Michaels (1994).

Ces courbes imposent une double réflexion : sur la signification réelle d’une évolution thermique reconstituée à l’échelle globale, ou hémisphérique, et sur l’aptitude des modèles à prévoir l’évolution climatique.

• Quel est le degré de signification des courbes de températures globales et/ou hémisphériques ? Des réserves sont émises sur l’instrumentation, sur les sites d’observation, sur la densité et la représentativité des stations, sur les fichiers utilisés, sur la compatibilité des données marines et continentales (Jones et Briffa, 1992), sur la précision des mesures et sur les corrections apportées, qui peuvent être de l’ordre de grandeur du changement global. Une critique pertinente concerne la représentativité des données continentales influencées par l’îlot de chaleur urbain, l’altération (urban bias) étant estimée à 0,1° C pour l’hémisphère nord (Jones et al., 1989). Elle est de 0,1° C à 0,4° C pour les États-Unis, altération plus élevée que la tendance thermique générale : une tendance au réchauffement de 0,2° C devient ainsi, après correction (urbanization adjusted), un rafraîchissement de 0,5° C (Karl et al, 1989). Une estimation moyenne « globale » de la température n’a en outre qu’une représentativité limitée (démontrée par le satellite, fig. 60), puisque les variations observées sont surtout régionales ou locales, des secteurs se réchauffant, d’autres se refroidissant (cf. III-3). Quelle est la raison de ces disparités thermiques, et d’où provient alors l’excès thermique lorsqu’une valeur moyenne exprime un réchauffement : d’une répartition géographique des stations ou d’une hausse véritable ?

• Quelle est l’aptitude réelle des modèles à prévoir le climat ? Les distorsions entre prévisions et réalité résultent, comme le souligne Kukla (1990) pour les précipitations, du « peu de talent » avec lequel les modèles reproduisent le champ pluviométrique, les différences étant considérables entre les résultats des différents modèles, et leur succès étant par ailleurs très limité dans la simulation des climats passés. Les prévisions thermiques reposent apparemment sur des relations statistiques de caractère simpliste comme celle qui paraît relier le taux de CO₂ à la température. La hausse régulière du taux de CO₂ du XVIIIe siècle à nos jours : de 280 ppmv en 1760, de 290 vers 1880, puis de 302 en 1920, 316 en 1960, 326 en 1970… (in Mintzer, 1992), est reflétée par les courbes prévues (fig. 61), dont la hausse (calquée sur le taux de GES) semble ainsi refléter une simple règle de trois. Mais la température observée (estimée) n’a pas suivi cette évolution. Peut-on également supposer, de façon aussi simpliste, que « la pluie globale va augmenter à cause de la relation entre l’évaporation et la température de surface » (EOS, 1995), alors qu’il n’existe pas de relation directe entre le potentiel précipitable et l’eau précipitée, en raison des conditions spécifiques de la pluviogenèse ?

Les modèles, dans lesquels les phénomènes sont paramétrisés et dans lesquels « on est encore loin de tenir compte de toutes les parties du système » (Berger, 1992), ne donnent qu’une représentation approchée de la réalité. Les analyses de la température arctique dont l’évolution était inconnue pendant la guerre froide (ce qui autorisait alors toutes les hypothèses/exagérations sur l’évolution thermique polaire), apportent maintenant le démenti le plus flagrant aux prévisions. Elles prouvent que l’erreur des modèles est très loin d’être mineure, étant donné l’importance primordiale des hautes latitudes pour la circulation générale, et elles soulignent que « les modèles climatiques actuels n’intègrent pas de façon correcte les processus physiques qui affectent les régions polaires » (Kahl et al., 1993). Force est alors de reconnaître, tant que ce constat ne provoque pas de remise en question fondamentale, la « distance irréductible qui sépare le modèle de la réalité » (Lenoir, 1992). Les modèles, à qui certains accordent une foi aveugle, en sont encore au stade expérimental et ainsi que le remarquent Rochas et Javelle (1993) : « il n’en reste pas moins qu’il ne s’agit là que de simulations, le fait que les modèles soient d’accord ne signifie pas qu’ils ont raison », leur unanimité prouvant simplement qu’ils sont fondés sur les mêmes principes. Même s’ils représentent un considérable progrès dans la démarche scientifique, ils ne sont pas encore aptes à simuler le climat et son évolution, car « les lois qui les régissent n’ont en aucun cas la valeur de relations universelles, sauf pour quelques modélisateurs enragés qui agissent comme s’ils étaient dépositaires de la vérité révélée » (Duplessis et Morel, 1990). Les modèles qui ne représentent en fait que le(s) climat(s) d’une « vidéoplanète Terre » (Lenoir, 1992) sont fondés sur le même principe, selon le dicton, que des auberges espagnoles : ils offrent à la sortie ce qu’ils ont reçu en entrée comme concept théorique. Les descentes directes d’AMP scandinaves, responsables des coups de froid sur la France (Leroux, 1991), passent ainsi à travers les mailles du modèle de prévision du temps de Météo-France fondé sur la théorie des ondulations d’altitude. Et comme le met en lumière la contradiction entre l’évolution thermique arctique et les prévisions, les modèles climatiques fondés sur les mêmes principes n’intègrent pas le rôle fondamental des AMP et leurs conséquences directes et indirectes sur la circulation, et ne peuvent pas rendre compte de la dynamique réelle des transferts méridiens.

Il est malaisé de comprendre, en raison des éventuelles implications sur le devenir de la planète, l’existence de divergences aussi profondes sur un sujet aussi crucial que l’évolution climatique. Il faut donc souligner que la modélisation règne en maître sur la discipline climatique (notamment sur l’IPCC), emprise qui s’est progressivement imposée en relation avec le gonflement des crédits consacrés au développement des modèles numériques de prévision du temps et du climat.

Outre la notion d’évolution « globale » du climat, deux commandements du dogme ont été imposés, postulats qui peuvent être schématisés ainsi :

a) le modèle numérique fondé sur les équations élémentaires des échanges d’énergie et de matière est le modèle de référence (ce qui signifie qu’il ne peut pas se tromper),

b) la Nature caractérisée par sa variabilité est rebelle à toute interprétation cohérente puisqu’elle obéit à des « processus chaotiques ».

Il est donc vain d’interroger la Nature. La primauté du modèle sur la réalité n’interdit cependant pas la comparaison : en cas d’accord la Nature confirme et valide le modèle, mais en cas de désaccord c’est évidemment la Nature qui a tort (la Nature ou sa façon de la percevoir). De cette façon le refroidissement arctique (particulièrement gênant) est aisément écarté… sans que soit mise en cause la double incapacité des modèles numériques, premièrement à ne l’avoir pas annoncé, et deuxièmement à ne pas savoir le reconstituer.

Des questions fondamentales se posent pourtant sur deux plans :

• pour quelle raison physique les hautes latitudes devraient-elles se réchauffer beaucoup plus : le taux des GES y est-il supérieur ? – le CRT y est-il plus intense ! (surtout en hiver quand il n’y a pas de rayonnement solaire…) – la hausse de température est-elle associée à des transferts plus importants ? (alors qu’un réchauffement ralentit les échanges méridiens…),

• quels sont les mécanismes réels de la circulation à intégrer dans les modèles et notamment ceux qui commandent une intensification, et/ou un ralentissement, de la circulation générale ?

Il est certes plus simple d’accuser la Nature plutôt que de l’observer attentivement et de reconnaître la parfaite cohérence de sa dynamique réelle et des phénomènes climatiques associés. Que les climatologues qui observent les climats de façon attentive se tiennent et/ou soient tenus à l’écart du débat sur l’évolution climatique réelle, constitue un autre paradoxe difficile à comprendre…

Une question mérite encore d’être posée : le « réchauffement annoncé » constituerait-il vraiment une catastrophe (s’il se produisait) ? Assurément pas. Cet hypothétique réchauffement pourrait freiner, mais sans le contrecarrer, le refroidissement imperceptible de 0,01° C par siècle associé aux paramètres orbitaux. Pour bien des régions il serait au contraire bénéfique, notamment pour les régions froides, comme la Scandinavie, la Russie/Sibérie du Nord, ou le Canada où Kemp (1991) a prévu une extension vers le nord de la forêt boréale et de l’agriculture, une productivité forestière accrue, un allongement de 48 jours de la saison végétative, moins de glace de mer et d’icebergs… (il est regrettable que l’évolution actuelle au Canada annule ces espoirs, cf. III-3). De la même façon dans le Sahel les périodes chaudes ont toujours été pluvieuses. Avant d’imaginer un scénario catastrophe il serait encore une fois souhaitable de se référer à la réalité, et de rechercher dans le passé la vraisemblance du scénario, comparable par exemple (toutes proportions gardées) à celui qui s’est réalisé lors de l’Optimum Climatique Holocène lorsque les températures étaient supérieures à l’actuel de 2 à 3° C (cf. III-2).

Ainsi les prévisions des modèles sont erronées, le débat sur l’effet de serre est très largement factice, et faute de preuves formelles une intime conviction, même forte, est loin d’être suffisante dans un débat scientifique. D’un strict point de vue climatique, le schéma simplificateur dit de « l’effet de serre », actuellement à la mode, ne résume pas les changements climatiques. Cela ne signifie pas pour autant qu’il n’y a pas un effet de serre additif. Cet effet de serre apparaît notamment à l’échelle de l’observation dans la réduction des amplitudes thermiques (différence entre la température maximale et la température minimale), en particulier dans les données influencées par le dôme de chaleur urbain. Mais l’effet de serre n’est pas « la » cause des changements climatiques récents, seulement une des composantes possibles de cette évolution, dont la part réelle reste à déterminer, dans l’évolution récente du climat et dans son évolution future.

Il ne faut toutefois pas tout mélanger : cela n’atténue pas, bien évidemment, l’attention qui doit être accordée à l’environnement et à sa pollution, qui demeure un problème essentiel (à l’échelle des concentrations urbaines notamment), même si les conséquences n’atteignent pas l’échelle des changements climatiques planétaires.

Conclusion sur les causes des variations climatiques

Les paramètres orbitaux déterminent l’évolution climatique à long terme : ils seront évoqués plus longuement dans le chapitre suivant. Les autres causes modulent les variations à court terme, et l’évolution climatique est la résultante des actions combinées de ces facteurs externes et internes.

La figure 62 rassemble de manière schématique :

• Les composantes des variations climatiques, l’activité solaire représentée par la date du maximum, l’intensité de ce maximum en fonction de l’amplitude du cycle (fig. 55) et par la longueur du cycle, le volcanisme exprimé par les éruptions majeures (sachant que de nombreux épisodes ont pu, soit échapper à l’observation, soit être imparfaitement appréciés en leur temps, ou par la suite, les divergences en ce domaine étant nombreuses), et l’effet de serre exprimé par la teneur de l’air en CO₂. Les événements el niño sont en outre relevés (mais ils ne constituent pas des facteurs, cf. III-3).

• L’évolution climatique illustrée par les courbes des températures hémisphériques moyennes estimées depuis 1900.

La hausse, d’abord lente, puis très rapide, de la teneur en gaz carbonique pourrait en première analyse expliquer la tendance générale à la hausse, mais la température ne lui est pas étroitement assujettie, d’autres causes se manifestant de façon plus évidente. Le signal volcanique apparaît de manière quasi-immédiate, de façon plus ou moins prononcée en fonction des hémisphères. Les éruptions se manifestent généralement au nord et au sud, mais le refroidissement peut n’intéresser qu’un hémisphère, comme par exemple en 1971-1972, ou en 1980, dans les latitudes boréales. Au début du siècle (années 1900-1917) les températures relativement faibles peuvent être associées à la faible intensité des maxima solaires, à la longueur des cycles et à de puissantes éruptions. Le fort réchauffement qui se produit de 1918 aux années 1940 correspond à un progrès de seulement 7 ppmv (de 301 à 308), à une hausse modérée de l’activité solaire mais à une absence d’éruption majeure à partir de 1913 (jusqu’en 1956). De 1940 à 1970 la hausse est de 18 ppmv (de 308 à 326), mais la température ne s’élève pas pour autant malgré une intense activité solaire, les éruptions volcaniques devenant intenses, notamment celles de 1956 et de 1963. La forte hausse (présumée : cf. fig. 60) des années 1980 est associée à un soleil intense et à un cycle court, la hausse du taux de CO₂ est de 22 ppmv, mais les éruptions sont fréquentes, celle de 1980 ne se manifestant qu’au nord, celle de 1982 et surtout celle de 1991 concernant les deux hémisphères (fig. 60).

L’effet de serre et le changement global ne sont donc pas confondus. Malgré l’accroissement réel des GES, leur effet ne s’impose pas de manière évidente : la plus forte hausse de température du début du siècle s’est produite malgré une faible augmentation du taux de CO₂. Plusieurs causes sont susceptibles de faire varier les paramètres climatiques, mais les simulations des modèles sur le réchauffement climatique, privilégient de façon très réductrice les GES et occultent la complexité des combinaisons entre les multiples causes. Plusieurs inconnues majeures subsistent encore, concernant notamment l’influence du principal GES qu’est la vapeur d’eau et/ou des aérosols d’origine non volcanique, ou la nature de la relation entre CO₂ et température (corrélation ou covariation ?), ou le cycle du carbone (dont la moitié disparaît sans que l’on sache vraiment où, ni pourquoi), ou les rétroactions induites par la nébulosité puisqu’on ne sait pas si elle provoque un réchauffement ou un refroidissement, ou le rôle réel de l’ozone, ou encore celui des océans et de la biosphère marine et continentale… Les simulations proposées par les modèles ne constituent pas une fin en soi, et elles ne peuvent en aucun cas dispenser de l’observation des phénomènes réels, passés et actuels.

Il reste donc encore à déterminer le scénario vraisemblable du changement climatique par référence aux événements climatiques passés (cf. III-2). Il faudra encore s’interroger sur la signification dynamique du signal exprimé par les paramètres climatiques, notamment par les courbes « estimées » de la température, et analyser ce signal dans des espaces aérologiques déterminés c’est-à-dire dans lesquels les relais et les relations physiques entre les paramètres sont individualisés (cf. III-3).

III-2. LES VARIATIONS PALÉOCLIMATIQUES ET LES MODES DE CIRCULATION GÉNÉRALE

Les paléoenvironnements de l’Afrique, de mieux en mieux connus, amplifient les changements climatiques actuels. L’analyse de la paléométéorologie africaine, des modes de circulation de la troposphère, de la relation entre l’évolution climatique et les paramètres orbitaux (paléoinsolation), sert de loupe pour faciliter la compréhension de l’évolution climatique actuelle tropicale et extratropicale.

A – LES PALÉOENVIRONNEMENTS DE L’AFRIQUE

L’Afrique est le laboratoire idéal pour restituer la dynamique climatique, à toutes échelles de temps, puisqu’elle est disposée à peu près symétriquement de part et d’autre de l’équateur entre 37° nord et 35° sud, et elle appartient ainsi par ses marges aux zones extratropicales, tout en représentant le continent tropical par excellence. Deux situations extrêmes au cours des 18000 dernières années, lors du Dernier Maximum Glaciaire (DMG) et lors de l’Optimum Climatique Holocène (OCH), offrent les limites dans lesquelles peuvent s’inscrire de manière vraisemblable les scénarios climatiques actuels. Ces paléoenvironnements autorisent une interprétation paléométéorologique, en intégrant dans la dynamique générale la dynamique du climat de l’Afrique, à la lumière des conditions actuelles qu’il convient de rappeler brièvement.

La dynamique actuelle du climat de l’Afrique

Le climat de l’Afrique dépend de la dynamique extratropicale par les AMP, qui commandent la formation des agglutinations anticycloniques, dont sont issues les circulations d’alizés et leur éventuel prolongement en mousson, flux qui se rejoignent le long de l’Equateur Météorologique (fig. 15 et 16, in I-2).

La circulation dans les basses couches

Sur l’Afrique septentrionale le massif de l’Atlas ajoute son action à celle des reliefs européens, pour canaliser ou fragmenter les AMP, et former deux AA qui déterminent deux trajectoires d’écoulement. À l’ouest l’AA atlantique alimente l’alizé maritime, l’humidité advectée ne pénétrant que faiblement vers l’intérieur, et la continentalisation est rapide. Ce flux contribue à impulser vers le sud le courant des Canaries et provoque des remontées d’eaux profondes (upwelling) à proximité du littoral. À l’est de l’Atlas, sur le bassin oriental de la Méditerranée, se rencontrent les AMP fragmentés qui proviennent de l’Atlantique, et ceux plus puissants qui descendent directement d’Europe centrale entre les Alpes et les hauteurs anatoliennes. L’AA qui en résulte (considérée à tort puisqu’elle n’a pas la même origine comme une « dorsale de l’anticyclone des Açores »), est saharienne en hiver, et saharo-méditerranéenne en été. L’alizé, initialement maritime à proximité de la Méditerranée, se transforme en alizé continental appelé harmattan dans sa branche méridionale. Les massifs centraux sahariens conditionnent l’écoulement de l’alizé continental, au nord dans le couloir entre Atlas et Hoggar, selon les grands ergs du sud-tunisien (erg oriental) et sud-algérien (ergs occidental, Iguidi et Chech), entre Hoggar et Tibesti par les plateaux du Jado vers le Ténéré et l’erg de Bilma, entre Tibesti et Darfour vers le lac Tchad, par le Kordofan entre le Darfour et les contreforts éthiopiens vers la cuvette du Bahr el Gazai et le bord relevé de la cuvette congolaise. En fin de course l’harmattan s’élève, vers l’ouest au-dessus de l’alizé maritime (fig 42-a), vers le sud au-dessus de la mousson (fig. 45 et 50). Les AMP qui empruntent le couloir entre l’alignement Taurus-Zagros et les surrections qui bordent le rift de la Mer Rouge, forment en hiver une AA arabe. L’alizé (kaskasi) s’humidifie très rapidement sur l’Océan Indien, entraîne vers le sud le courant somali hivernal, et se transforme ensuite en mousson malgache.

L’Afrique, australe, plateau formé par la cuvette du Kalahari et de l’Orange à une altitude supérieure à 1 000-1 500 mètres, constitue un bastion isolé des océans par l’abrupt et les surrections presque continues du Grand Escarpement (1 500/2 000 mètres). La rencontre entre les AMP et les reliefs bordiers provoque leur scission vers l’Atlantique et vers l’Océan Indien. À l’ouest le Grand Escarpement ininterrompu et puissant isole à son pied le Namib, de l’ensellement de l’Orange jusqu’aux hauteurs de l’Angola, l’alizé maritime vigoureusement canalisé vers le nord au pied du relief namibien, impulse le courant de Benguela et entraîne la formation d’un upwelling côtier. Cet alizé est dévié vers la cuvette du Congo après les hauteurs de l’Angola, attiré en éventail au-delà de la forêt vers l’est par les dépressions du rift occidental, en direction du sud par la dépression angolo-zambienne, et/ou se dirige vers le nord vers les dépressions thermiques, sahariennes, éthiopienne voire arabe en été, l’ensemble du mouvement constituant la mousson atlantique. Dans les AMP qui remontent le long des côtes du Natal, la rotation anticyclonique met à profit les échancrures dans le Grand Escarpement : l’alizé, aspiré vers l’intérieur par les dépressions thermiques plus ou moins creusées selon la saison, s’engouffre en direction du plateau par les vallées du Limpopo et du Zambèze (fig. 39). La Grande Île opère une nouvelle scission des AMP qui participent alors à l’alimentation de l’AA dite « des Mascareignes ». L’alizé, initialement maritime, se continentalise en pénétrant sur le plateau austral où il diverge, la branche qui poursuit vers l’ouest passant alors au-dessus du Grand Escarpement vers l’Atlantique, surmontant la strate inférieure de l’alizé maritime (fig. 42-b). La branche qui remonte vers le nord, avec vigueur en hiver austral, s’élève au-dessus de la mousson congolaise fortement humidifiée au-dessus de la forêt. En été boréal sur l’Océan Indien (fig. 16) l’alizé maritime austral devient la mousson indienne, ou kusi, qui impulse le courant somali estival accompagné d’un upwelling d’intensité modérée sur le nord de la Somalie et le Golfe d’Aden.

La pluviogenèse africaine

La pluviogenèse est diverse sur l’Afrique, extratropicale et tropicale. Sur les marges nord et sud, la pluviogenèse est directement commandée par les AMP qui pénètrent plus ou moins profondément vers les Tropiques (cf. II-3). Les pluies plus spécifiquement tropicales sont essentiellement associées à l’Equateur Météorologique, EMI et EMV (fig. 63). Les pluies de lignes de grains (cf. II-5), qui se développent dans la structure EMI et/ou dans la structure CIO au sud de la cuvette du Congo (fig. 46-b et 63-b), sont orageuses et de forte intensité, mais de courte durée et de caractère aléatoire. Ces pluies sont les premières à être affectées par un changement des conditions pluviogènes, comme le révèle la péjoration actuelle de la pluviométrie sahélienne. L’EMV possède les conditions énergétiques et structurales optimales, il concentre selon une orientation zonale des formations nuageuses denses, et des précipitations continues, peu orageuses et abondantes souvent supérieures à 200 mm par mois. Sa migration annuelle quasi-indépendante des conditions de surface est moins rapide et plus réduite en latitude que celle de la trace au sol, atteignant seulement 10-12° de latitude nord ou sud. Ses pluies sont donc dispensées dans une bande zonale relativement restreinte, en deux périodes (régime bimodal), ou en une seule période (sur les marges). L’EMV est situé dans les couches moyennes, mais la surface du sol peut aller à sa rencontre, comme les hautes terres éthiopiennes qui se trouvent en été à l’aplomb et à la latitude de la structure EMV : c’est alors la saison du keremt, très pluvieuse. Sur l’Afrique orientale (fig. 46-c et 63-c) l’EMI n’est pas stérilisant en été austral lorsqu’il surmonte le Mozambique (état et canal), et le nord de Madagascar. S’y rencontrent l’alizé de l’Océan Indien et la mousson malgache, très humides, sur une épaisseur de l’ordre de 2 500 mètres ; l’intense activité qui en résulte, se traduit par une forte pluviométrie, et peut conduire à la cyclogenèse.

FIG. 63 – Équateur Météorologique et pluviogenèse en Afrique.

La non-pluviosité de la façade occidentale de l’Afrique est associée à la stabilité des AA dans les basses couches, et à la structure stérilisante des alizés maritimes (fig. 42). La strate inférieure fraîche de faible épaisseur est surmontée par un flux sec qui interdit tout développement nuageux au-delà de l’inversion d’alizé (I. al), l’humidité des basses couches pouvant être condensée sous forme de rosée.

Tels sont, brièvement résumés, les principaux facteurs du climat de l’Afrique, facteurs qui sont tous susceptibles d’évoluer, comme le montre l’actuelle variation saisonnière, et l’actuelle évolution climatique. Bien peu relèvent directement de conditions strictement locales c’est-à-dire limitées à l’Afrique, mais s’inscrivent au contraire dans la dynamique des échanges méridiens. La figure 64 présente les principaux domaines climatiques actuels de l’Afrique (Leroux, 1983), pour servir de référence à l’analyse de l’évolution paléoclimatique africaine depuis 18 000 ans.

FIG. 64 – Les principaux domaines climatiques de l’Afrique.

La paléométéorologie de l’Afrique est appréhendée à partir des paléoenvironnements des deux situations extrêmes survenues lors du Dernier Maximum Glaciaire (DMG) et lors de l’Optimum Climatique Holocène (OCH). La courbe (provisoire) de la figure 65 retrace dans ses grands traits l’évolution climatique tropicale africaine depuis 18 000 ans et précise conjointement l’évolution extra-tropicale, en ne retenant que l’évolution générale. En dessous de la courbe sont notés les événements tropicaux africains, et au-dessus les événements extratropicaux, pour lesquels nous empruntons à Furrer et al. (1987) le nom de périodes de refroidissement révélées par les fluctuations de la limite de la neige et des arbres dans les Alpes. La variation des températures n’est pas étalonnée en raison des faibles variations tropicales et de l’accroissement considérable des écarts en direction des pôles. Les variations sont sensiblement synchrones mais la sortie du DMG est plus rapide dans les régions tropicales : c’est ce qu’exprime le dédoublement de la courbe, le tireté traduisant plus précisément l’évolution tropicale.

FIG. 65 – Évolution climatique de l’Afrique depuis 18 000 ans (courbe provisoire)

La restitution des paléoenvironnements africains est fondée sur un très grand nombre d’études, notamment publiées dans les volumes de Palaeoecology of Africa, dans Faure et al (1986) ou dans Miskovsky et al. (Géopré, 1987), sur des synthèses à l’échelle régionale ou à celle de l’Afrique, comme pour l’Afrique septentrionale et le Sahara celles de Williams et Faure (1980), Rognon (1989), Petit-Maire et al. (1991), pour l’Afrique centrale et orientale celles de Hamilton (1982), Roche (1989), Lanfranchi et Schwartz (1990), pour l’Afrique australe celles de Van Zinderen Bakker (1982), Heine (1982) et Tyson (1986). Ne sont retenus que les caractères généraux, les faits marquants et/ou admis. Sont gommées, si nécessaire, des divergences non fondamentales, portant notamment sur les datations, les plus récentes étant corrigées. Le but principal est en effet de brosser les paléoenvironnements africains moyens, fondés sur la cohérence d’ensemble des périodes centrées sur le DMG et sur l’OCH de façon à révéler, d’une part la dynamique du climat de l’Afrique lors de ces situations météorologiques caractéristiques, et d’autre part l’évolution météorologique progressive entre ces situations extrêmes (Leroux, 1994).

Paléoenvironnement de l’Afrique lors du DMG (18-15 ka BP)

Le Dernier Maximum Glaciaire (fig. 66) est grossièrement centré en Afrique sur la période 18 ka à 15 ka BP. Dans l’hémisphère nord la période 20-18 ka est considérée comme représentant « le refroidissement maximal de la dernière glaciation » (Frenzel et al., 1992), plus précisément centré sur 18 ka pour CLIMAP (1976). Pour certaines régions africaines cette date marque seulement le début du DMG, qui peut par ailleurs se prolonger éventuellement jusqu’à 13 ka. La situation est dominée par le froid, plus accentué sur les marges nord et sud de l’Afrique, la baisse d’ensemble de la température moyenne annuelle étant estimée à 8° C par rapport à l’actuel pour toute l’Afrique septentrionale (Frenzel et al., 1992). L’océan est à un bas niveau (Faure et Elouard, 1967 ; Giresse et Lanfranchi, 1984) le retrait étant de l’ordre de -130 m. La Méditerranée est divisée en deux bassins par le détroit de Tunis, la chute de température étant de 5 à 9° C dans le bassin occidental. Au nord de la Mer Rouge cette chute est estimée à 4° C par rapport à l’actuel.

FIG. 66 – Paléoenvironnement de l’Afrique lors du Dernier Maximum Glaciaire (DMG).

Au Maghreb et au voisinage de la Méditerranée, les précipitations sont d’abord plus abondantes au début du DMG, comme elles le seront à la fin, mais le maximum glaciaire est sec et froid dans un environnement steppique. Le Maroc atlantique est humide, brumeux (période soltanienne), pas nécessairement pluvieux, l’installation de conditions semi-arides étant « en désaccord avec le schéma d’un Soltanien récent humide au Maroc atlantique » (Dutour et Miskovsky, 1991), la fin de la période pluviale étant caractérisée par une aridification marquée (Weisrock et al., 1985) et par un développement considérable des dunes littorales, longitudinales, après 17 ka. Un paléorivage est observé à -130 m sur la plate-forme marocaine à 17 ka (Pomel, 1986), tandis que les îles Canaries subissent une période aride à partir de 20-17 ka (Petit-Maire et al., 1986). Les basses terres sont arides mais les sommets de l’Atlas sont arrosés, et partiellement couverts par des glaciers (Messerli et Winiger, 1980), sur le Maroc (Rif et Haut-Atlas) et l’ouest algérien (monts Jurjura). L’écoulement vers l’Atlantique bâtit la terrasse soltanienne et vers le Sahara la terrasse saourienne, la fonte des neiges alimentant encore des lacs au pied de l’Atlas, notamment dans la vallée de la Saoura. Dans le sud-tunisien le pléniglaciaire est froid et aride, des vents particulièrement efficaces mettant notamment en place la troisième génération du Grand Erg Oriental (Ballais et Heddouche, 1991).

Dans le Sahara, les hautes altitudes des massifs centraux, Hoggar et Tibesti, reçoivent des précipitations relativement abondantes. Dans le Hoggar, notamment dans l’Atakor, la limite des neiges permanentes descend jusque vers 2 500 m et celle de la gélifraction vers 1 000-1 400 m (Rognon, 1989). Dans le Tibesti la période froide et pluvieuse s’étend de 16 ka à 14,5 ka, des formes nivales mais non glaciaires sont notées au-dessus de 3 000 m dans le nord du massif, et des lacs se maintiennent au-dessus de 1 000 m (Jäkel, 1979). La végétation et les sols sont méditerranéens, la chute de température étant supérieure à 10 °C en hiver et à 7° C en été. Dans le Jebel Marra (Darfour) le lac de la caldeira Deriba atteint un haut niveau entre 19 et 14 ka (Williams et al., 1980).

Les basses altitudes sahariennes et les latitudes sud-sahariennes s’assèchent, les fleuves médiocrement alimentés par les pluies tropicales sont désorganisés, et l’endoréisme domine. Au pied de l’Adrar de Mauritanie la sebkha Chemchane disparaît dès 21 ka, le fleuve Sénégal est barré par les dunes ogoliennes et se perd à 500 km du littoral (Michel, 1973), le Niger est arrêté par les dunes dans son delta intérieur (Macina), le lac Tchad disparaît également à 15 ka, mais des petits lacs interdunaires alimentés par la pluie et les nappes subsistent entre 18 ka et 13 ka dans les dépressions de l’erg fossile (Servant et Servant, 1983). La basse vallée du Nil est envahie par les dunes après 17 ka (Butzer, 1980), à l’ouest du Nil Blanc les sables sont transportés jusque vers 13° N (Wickens, 1982), les deux Nil et l’Atbara deviennent des oueds saisonniers, les affluents éthiopiens ayant en été d’éventuels débits élevés, mais de courte durée. Le Nil Blanc a vraisemblablement cessé d’alimenter le cours principal du fleuve dont le niveau est alors très bas, et l’Égypte-Nubie est hyperaride dans la vallée du Nil. Les formations dunaires longitudinales de l’Ogolien-Kanémien, progressent de plus de 500 km vers le sud, jusque vers les latitudes 13-14° N. Sur le littoral occidental le courant des Canaries et l’upwelling sont puissamment renforcés (Sarntheim et al, 1981 ; Hooghiemstra, 1986), la chute de température se situant entre -4 et -10° C. Au large des côtes sénégalaises la haute concentration de pollens venant du Sahara et des zones littorales arides souligne le renforcement de l’alizé, qui atteint un maximum de vélocité vers 17 ka (Lézine, 1991).

Sur la marge méridionale du Sahara les zones de végétation sont fortement déplacées vers le sud, le recul étant par exemple au Soudan estimé à 500 km (Wickens, 1982). La forêt est très morcelée et remplacée par des formations de savanes, même dans la cuvette du Congo, et elle ne survit que dans des refuges topographiques (côtes du Libéria, versant sud de l’Adamaoua, Monts du Chaillu, versant ouest du Rift occidental…). Au Ghana les environs du lac Bosumtwi, où la réduction de pluviosité est estimée à 50 % et le refroidissement à environ -3° C, connaissent une phase aride intense avec deux accentuations de l’aridité à 18,5 ka et à 14,7 ka (Talbot et Johannessen, 1992). Autour du lac Barombi-Mbo (Cameroun) la forêt a subsisté par ilots dans un environnement aride un peu moins prononcé que sur la basse-côte de l’Afrique occidentale entre 20 et 15 ka (Maley, 1987). Le milieu forestier dense est remplacé par des prairies de montagne, la végétation montagnarde s’installant à des altitudes plus basses, la descente étant de l’ordre de 800 à 1 000 m sur les plateaux Bateke, correspondant à une baisse de température d’environ 5 à 6° C (Elenga et Vincens, 1990).

Les côtes du Gabon et du Congo, où les eaux guinéennes ne réapparaîtront que vers 13 ka, sont fortement refroidies (Giresse et Lanfranchi, 1984). Dans la cuvette du Congo les savanes progressent au détriment de la forêt, mais l’hypothèse d’une disparition de la forêt dense humide de la cuvette centrale du Congo est « peu plausible » (Roche, 1989). Se forme une mosaïque forestière hétérogène, avec extension de biotopes forestiers montagnards à basse altitude remplaçant la forêt ombrophile, avec des refuges forestiers de type orographique ou de type fluvial dans les zones marécageuses du centre de la cuvette où le fleuve Congo est en outre affaibli et désorganisé.

En Afrique orientale, les hautes terres de l’Ethiopie sont plus froides et plus sèches avec une végétation très dégradée. Dans le Ras Dashan (monts Simen) la langue glaciaire la plus basse a pu atteindre 3 760 m, mais la plupart des moraines terminales se trouvent vers 4 100 m (Messerli et Winiger, 1980). Les glaciers atteignent leur plus grande extension dans le sud de l’Ethiopie, couvrant 600 km² sur les Monts Baie, le haut plateau situé à 4 000-4 200 m étant complètement recouvert par la glace ; sur le Mont Badda la surface englacée est de 140 km², la moraine terminale descendant vers 3 700 m. Dans la dépression Dankali l’aridité est très grande de 17 à 12 ka, au fond du lac Abhé asséché (dont la profondeur était de 150 m vers 22 ka) un sol est daté de 17-16 ka. Dans le rift éthiopien en raison de la tendance à l’aridité les lacs sont proches de leur niveau actuel, ou se situent à une altitude inférieure (Gasse et al, 1980).

Au large de la Somalie, l’upwelling somali estival est fortement atténué, tandis que l’Océan Indien équatorial ne connaît que peu de changements thermiques, de l’ordre de -2° C (Prell et Kutzbach, 1987).

Sur les hautes terres de l’Afrique de l’Est la glace couvre environ 800 km² (Hastenrath, 1991), la glaciation affecte le mont Elgon, aujourd’hui sans glace, le mont Kenya où les langues glaciaires descendent jusqu’à 3 200 m de 21 ka à 15 ka (Mahaney, 1989), le mont Kilimandjaro où la glace se maintient entre 3 300 et 3 600 m (Cœtzee, 1967), le massif du Ruwenzori où la glace et les étages de végétation sont abaissés de 900 à 1 000 m. La pluviométrie baisse de 25 % et la chute de température est comprise entre 8,7 et 6,3° C (Livingstone, 1980). Le lac Turkana, endoréique, connaît un bas niveau, en étant partiellement envahi par des formations dunaires (Mäckel et Walther, 1984). Le lac Nyanza (Victoria) enregistre son niveau le plus bas (abaissé de 75 m) entre 14,7 et 13,7 ka (Stager et al., 1986), il est alors sans exutoire, salé, et entouré de formations de savanes. Dans le rift kenyo-tanzanien, le lac Bogoria subit une forte diminution vers 15 ka (Tiercelin et al., 1982), comme le lac Nakuru, ou le lac Manyara qui connaît des conditions salines jusque vers 12,5 ka.

Sur les hauteurs du Rift occidental, on note un recul sensible des formations forestières et une expansion des formations ouvertes à partir de 22 ka en basse altitude comme en haute montagne (Roche, 1989). Au Burundi, où les conditions sont froides et arides, la forêt de montagne persiste dans des refuges très réduits, la baisse de température est estimée à -3 /4° C (Bonnefille et al., 1992), tandis que la pluie décroît de 25 à 30 %. Le lac Kivu est vers 14 ka nettement en dessous de son niveau actuel, dans un bassin fermé et à forte salinité. Le lac Tanganyika connaît une phase de régression de 17 à 12,5 ka, avec une émersion quasi-totale de sa partie sud (Tiercelin et al, 1988), la baisse de niveau étant de l’ordre de 300 m. À l’extrême sud du lac Tanganyika la période d’aridité maximale se produit vers 18 ka (Van Zinderen Bakker, 1982), la forêt claire zambézienne voit son extension réduite entre 22 et 12 ka dans des conditions climatiques plus froides et plus sèches (Vincens, 1991).

En Afrique australe le littoral occidental, au pied du Grand Escarpement, s’individualise nettement du Kalahari. Le long du Namib le courant de Benguela est plus froid vers 19-16 ka (Diester-Haass et al, 1988), il est plus puissant et remonte très au nord. L’upwelling est accentué et la baisse des températures est de l’ordre de -5° C (Morley et Hays, 1979), voire -8/9° C. Sur la partie sud du Namib, au sud de la rivière Kuiseb, les pluies d’hiver pénètrent vers le nord, le vent violent activant les dunes longitudinales qui sont actuellement fixées. Sur le centre et le nord du Namib règnent le froid et l’absence de pluies, la force du vent poussant vigoureusement vers le nord des formations dunaires puissantes. Sur le sud de l’Afrique australe, au sud de 20-25° S, des conditions généralement humides prévalent entre 17 et 15 ka (Tyson, 1986). Près de Kimberley, vers 16 ka la pluie est le double de l’actuel, tandis que dans le nord-ouest de la province du Cap un paléolac atteint son plus haut niveau entre 16 et 14 ka. Les températures sont de 6 à 8° C inférieures à l’actuel, le minimum de température intervenant vers 16 ka. Dans la cuvette du Kalahari au cours de la période 19 à 13 ka, la division est nette entre le nord et l’ouest arides, et l’est et le sud plus humides (Heine, 1982). Dans le nord du Kalahari les pluies sont insuffisantes pour remplir la dépression du Makgadikgadi qui n’est occupée que par des marécages et des lacs peu profonds. Les vents étant plus forts, des sables remontent vers la partie méridionale du bassin du Congo ; toutefois, « l’âge de ces phénomènes est l’objet d’une controverse » (Alexandre et al, 1994), les plus anciennes dunes du nord-ouest du Kalahari auraient en effet précédé la période humide de 30 à 20 ka, tandis que les dunes contemporaines du DMG seraient celles du nord-est du Botswana. Dans le sud du Kalahari le climat est semi-humide, la rivière Molopo (affluent de l’Orange) semblant alors pérenne. La mobilisation éolienne est vigoureuse, et suit sensiblement les mêmes trajectoires qu’aujourd’hui, dirigée vers le sud en arrière de l’escarpement du Damara-Namara, une direction secondaire dirigée vers l’est étant visible au débouché de l’ensellement de la vallée de l’Orange (Heine, 1982). Les reliefs enregistrent de fortes gelées (de rigueur maximale vers 16 ka), sur le plateau dans le centre du Transvaal la chute de température atteint – 8/9° C par rapport à l’actuel. Le haut Drakensberg révèle des signes périglaciaires, mais n’indique pas la présence de glace permanente. Les étages de végétation sont abaissés d’environ 1 000 mètres, les forêts sont quasiment absentes, notamment dans les plaines largement ouvertes du littoral oriental, principalement à cause de la puissance du vent. Le courant des Aiguilles est plus froid, la température est plus basse de 3 à 4° C au large du Mozambique (Van Campo et al., 1990). À Madagascar les formations de savanes s’étendent au détriment de la forêt, et la mobilisation éolienne concerne le sud-est de l’île (Salomon, 1987).

En résumé, lors du Dernier Maximum Glaciaire, l’environnement de l’Afrique est caractérisé (par rapport à l’actuel) par :

— un refroidissement général, mais avec des intensités inégales, la baisse de température étant plus prononcée sur les marges nord et sud, et sur les littoraux occidentaux,

— une diminution générale de la pluviométrie, et une baisse consécutive du niveau des lacs, mais les différences sont marquées, des secteurs bénéficient d’une nette amélioration pluviométrique, et sur les hauts reliefs plus arrosés des précipitations neigeuses entretiennent des névés et des glaciers,

— une circulation nettement plus rapide, aérienne et marine, avec des upwellings puissants, sauf dans le nord de l’Océan Indien où l’upwelling somali estival est au contraire atténué ou absent,

— une végétation fortement dégradée, avec une quasi-disparition de la forêt dense (réfugiée dans quelques sites abrités), au bénéfice des formations de savanes et de steppes, et une extension considérable des édifices dunaires, surtout mais pas uniquement sur l’Afrique septentrionale.

Paléoenvironnement de l’Afrique lors de l’OCH (9-6 ka BP)

L’Optimum Climatique Holocène (fig. 67) s’étend grossièrement en Afrique de 9 ka à 6 ka BP, avec des différences bien marquées mais dans une tonalité climatique générale chaude, les écarts saisonniers étant plus accentués vers 9 ka, et la chaleur moyenne plus constante vers 6 ka. Au cours de cette période est enregistrée vers 9,5 ka la période la plus chaude dans les latitudes méridionales, les eaux de surface sub-antarctiques atteignant leur température maximale vers 9,4 ka (Hays, 1978). Vers 6 ka intervient le maximum thermique en Europe (dit « atlantique »), les températures estivales étant alors dans les latitudes moyennes de 2 à 4° C plus chaudes que l’actuel (COHMAP, 1988). L’océan autour de l’Afrique enregistre vers 8 ka le point culminant de la phase transgressive nouakchottienne qui dure jusqu’à 5,5 ka (Faure et Elouard, 1967). Au cœur de cette période se produit encore, vers 7,5 ka, une coupure brève mais intense qui divise l’OCH en deux parties souvent bien différenciées, notamment sur l’Afrique au nord de l’équateur, tandis que l’OCH prend également fin par une rupture relativement brutale vers 5 ka (fig. 65).

FIG. 67 – Paléoenvironnement de l’Afrique lors de l’Optimum Climatique Holocène (OCH).

Sur l’Afrique septentrionale les bordures nord et sud du Sahara enregistrent simultanément le retour à des conditions plus humides à partir de 14,5 ka (Casse et al, 1990). Sur le Maghreb et les rivages de la Méditerranée les précipitations sont plus abondantes, surtout en début de période, notamment sur l’Atlas où les forêts de cèdres sont remplacées par des forêts décidues. Mais les conditions sont plus sèches sur le versant saharien où s’effectue le passage d’un climat humide et froid à un climat humide et chaud (Ballouche et al, 1987), avec toutefois des particularités régionales comme dans les Aurès où avant 6,3 ka règne une période aride avec des accumulations sableuses, tandis que de 6,3 à 4,3 ka s’installe l’humide néolithique (Ballais, 1985). Les paléolacs et les marécages au pied saharien de l’Atlas, par exemple au nord du Grand Erg Occidental (Algérie), confirment l’existence d’une phase climatique plus humide qu’aujourd’hui à partir de 9,3 ka jusqu’à 3 ka, un lac permanent se forme rapidement, puis décline, le marécage s’assèche ensuite vers 7,2 ka, et un lac légèrement salé apparaît à nouveau à partir de 6,2 ka (Gasse et al, 1987). La végétation méditerranéenne migre vers le sud, d’environ 250 à 300 km, tandis que les chotts se transforment en lacs, notamment dans le sud tunisien. Dans l’ouest du désert libyen, entre 10 ka et au moins 7 ka (Pachur et Braun, 1980) sont observés des lacs, et des régions marécageuses étendues mais peu profondes avec une végétation clairsemée, la pluviométrie étant estimée entre 200 et 300 mm. Sur les versants des hauteurs de la Mer Rouge l’activité des oueds est grande en hiver, principalement vers 11-8 ka, s’ajoutant aux inondations d’été du Nil (Butzer, 1980). À l’autre extrémité, les îles Canaries connaissent une période humide dont le maximum est situé entre 9 et 7 ka (Petit-Maire et al., 1986).

Le Sahara est nettement plus arrosé, la pluie pénétrant à la fois par le nord et par le sud, avec un caractère saisonnier marqué (en fonction de la latitude), réduisant considérablement l’étendue des régions encore arides. Les massifs centraux, Hoggar et Tibesti, sont particulièrement favorisés pendant la première partie de la période, bénéficiant de précipitations accrues. Dans le Serir Tibesti des mollusques et des boues calcaires ont été datés entre 8,9 et 7,5 ka (Pachur et Braun, 1980), et les dépôts d’un oued fossile supposent un transport à partir du Tibesti sur une distance de 800 km vers le Serir Calanscio. Le Sahara, parfois appelé « des Tchads » (période tchadienne) est parsemé de lacs et de marécages très nombreux, l’optimum pluvio-lacustre se situant vers 8 ka. En Mauritanie, à Chemchane (21° N), l’épisode lacustre dure de 8,3 à 6,8 ka, la végétation saharienne est remplacée vers 8,3 ka par une pseudo-steppe à affinité soudano-sahélienne (Lézine, 1989). Même dans l’hyperdésert du Tanezrouft on note la présence de petits lacs d’eau douce entre 10,2 et 5,5 ka, le lac Taoudenni (nord-Mali) dont la période lacustre s’étend entre 9,5 ka et 6,5 ka connaît son maximum d’expansion vers 8 ka (Petit-Maire et al, 1991). Le Niger étend son vaste delta intérieur au nord de Tombouctou dans le bassin d’Araouane de 8,5 à 3,5 ka, y couvrant plus de 60 000 km². À l’emplacement du lac Tchad des dépôts palustres liés à la nappe phréatique apparaissent dès 12 ka (Durand et al, 1984), vers 9-8 ka les lacs sont alimentés simultanément par le nord (affluents du Tibesti), et par le sud, l’alimentation à partir du Tibesti cessant vers 7-6 ka (Servant et Servant, 1983). De très vastes surfaces sont submergées (le grand paléotchad entouré de savanes n’atteignant cependant pas semble-t-il les dimensions d’une mer intérieure), les lacs étant alimentés par les rivières du sud comme aujourd’hui et le Logone pouvant se déverser temporairement vers la Bénoué. Le Nil Blanc est à 3 m au-dessus de son niveau actuel (non régulé) entre 11 ka et 8 ka (Williams et Adamson, 1982), le débit du Nil étant au moins trois fois supérieur à sa normale actuelle. Les tributaires sahéliens et éventuellement sahariens (provenant alors des reliefs) des grands organismes fluviaux (Sénégal, Niger, Nil) ont un écoulement quasiment permanent pendant la première phase de l’OCH, et après la coupure située vers 7,5 ka, un écoulement moins régulier, plus saisonnier et recentré sur l’été (Servant et Servant, 1983 ; Talbot et al., 1984).

Au sud du Sahara, les zones de végétation sont fortement déplacées vers le nord, l’ampleur de la migration se situant entre 500 à 1 000 km, selon les régions et le type de végétation. Le long du littoral ouest, où le courant des Canaries est affaibli et l’intensité de l’upwelling diminuée, dans les Niayes (dépressions interdunaires au Sénégal) la forêt mésophile guinéenne atteint 16° N, entre 9 et 7,5 ka. Les éléments soudano-sahéliens arrivent sur la marge sud du Sahara actuel (21° N), la position extrême étant atteinte vers 8,5 ka (Lézine, 1989). Dans le Ténéré central la savane arborée soudanienne s’étend de plus de 400 km vers le nord (Schulz, 1987), dans le Sahara oriental où l’épisode pluvial majeur se produit entre 9,5 et 4,5 ka les zones de végétation sont déplacées vers le nord de 400 à 500 km (Ritchie et Haynes, 1987), l’ampleur de la migration étant estimée au Soudan à environ 300 km (Wickens, 1982). L’abondance relative de la végétation autorise les établissements humains au Sahara (néolithique de tradition soudanienne), le Sahel étant alors couvert par la savane, avec des hauts niveaux des lacs d’eau douce et des rivières sur toute la bordure sud.

La reconquête par la forêt dense débute vers 9 ka à partir des refuges, elle se serait réalisée en moins d’un millénaire en débordant largement de son aire actuelle. Au Ghana, autour du lac Bosumtwi, la forêt réapparaît brusquement vers 9 ka, le niveau lacustre (maximal entre 8 ka et 6 ka) est d’une grande stabilité entre 9,2 et 3,2 ka (Talbot et Johannessen, 1992). La forêt remonte sur le littoral libéro-guinéen jusqu’au Sénégal, sur l’Afrique centrale vers le Darfour, vers le lac Victoria franchissant le Rift occidental où la grande expansion de la forêt dense de montagne se situe entre 9 ka et 6 ka, avec un optimum marqué vers 7-6 ka (Roche, 1989). Dans le même temps sur le littoral ouest de la cuvette du Congo la mangrove et la forêt côtière se développent entre 9 ka et 6 ka (Giresse et Lanfranchi, 1984).

En Afrique orientale l’Ethiopie est chaude, pluvieuse et revégétalisée, après l’épisode du « Nil sauvage » aux précipitations diluviennes (Vermeersch et al, 1991). Les glaciers ont disparu, la forte pluviosité entretient les hauts niveaux des lacs du rift vers 9,5-8,5 ka, les lacs Ziway, Langano, Abiyata et Shala formant alors un seul lac. Dans la dépression Dankali le lac Abhé, qui est à 160 m au-dessus de son niveau actuel, subit une régression prononcée puis atteint un second haut niveau de 7 ka à 6,5 ka (Casse et al., 1980). Alimenté par l’Omo le lac Turkana enregistre des niveaux élevés entre 10 ka et 8 ka (+ 80 m) et rejoint le réseau du Nil, auquel se sont déjà raccordés depuis 12,5 ka les lacs Albert et Nyanza. Ce dernier atteint sa côte maximale entre 9,5 ka et 6,5 ka (Kendall, 1969), la végétation est dense sur ses rives, notamment représentée par la forêt sempervirente, mais après 6 ka les saisons sont plus contrastées, la végétation dense régresse, cédant la place à des forêts semi-décidues. Sur le mont Kenya les glaciers remontent au-dessus de 4 000 m d’altitude entre 8 ka et 5 ka (Mahaney, 1989), une extension maximale de la forêt dense de montagne est alors observée au voisinage du lac Sacré, vers 2 438 m (Cœtzee, 1967). L’évolution d’ensemble est similaire sur les autres reliefs, des Cherangani Hills, du mont Elgon, et du Ruwenzori où les étages de végétation s’élèvent (Livingstone, 1967), sur le Kilimandjaro la forêt humide de montagne connaît son maximum de développement vers 6 ka (Cœtzee, 1967). Les lacs du rift kenyo-tanzanien se maintiennent à des hauts niveaux, supérieurs à l’actuel.

Sur le littoral de l’Océan Indien, tandis que le peuplement forestier s’étend, le courant somali estival se rétablit et l’upwelling associé s’impose à nouveau.

Le lac Kivu, où la montée des eaux est importante entre 10 ka et 5 ka, franchit le seuil de Bukavu vers 9,5 ka (Hamilton, 1982), et par la Rusizi rejoint le lac Tanganyika. Celui-ci, dans lequel la transgression avait commencé dès 12,5 ka (Tiercelin et al, 1988), connaît de 9,5 ka à 6 ka une forte montée. L’extension des forêts claires zambéziennes est maximale entre 12 ka et 6 ka (Vincens, 1989), et l’augmentation de la température est estimée pour l’Afrique équatoriale à + 1,4° C de plus que l’actuel (Bonnefille et al., 1992).

En Afrique australe la période 10 ka-8 ka a représenté un optimum climatique (Van Zinderen Bakker, 1982). La quasi totalité de l’espace bénéficie d’une meilleure pluviosité qui s’est manifestée à partir de 9 ka, et vers 8 ka la plus grande partie de l’Afrique australe est humide (Tyson, 1986), conditions générales qui persistent jusqu’à 4 ka. Le long du littoral le courant de Benguela est plus faible, tandis que l’upwelling est atténué. La partie nord du Namib bénéficie de pluies, tandis que des lacs interdunaires (pans) sont alimentés par des rivières qui percent l’Escarpement. La cuvette du Kalahari, plus chaude et plus humide qu’actuellement, comme le révèlent les paléosols (Heine, 1982), est reconquise en direction du sud par les pluies d’été et par la végétation, principalement par des formations de savane, des lacs étendus parsemant les dépressions, notamment celle des lacs Ngami-Makgadikgadi. À l’ouest, dans le Damaraland près de Windhoek des conditions humides sont observées, particulièrement entre 7 et 6 ka (Scott et al., 1991).

Le sud de l’Afrique est humide, et reçoit principalement des pluies en période hivernale. Mais l’intérieur est peu pluvieux et plus sec, avec une évaporation plus intense, le plateau intérieur de la province du Cap (basse vallée de l’Orange) restant inoccupé entre 9 et 4,6 ka (Beaumont, 1986). Dans le Canal de Mozambique, au niveau des Comores, s’opère un changement climatique majeur à partir de 10 ka, manifesté par un rétablissement des conditions chaudes et humides (Elmoutaki et al, 1992), dans le Canal apparaissent des bancs coralliens, tandis que le couvert forestier se développe sur Madagascar (Salomon, 1987).

En résumé, lors de l’Optimum Climatique Holocène, l’environnement de l’Afrique est caractérisé (par rapport à l’actuel) par :

— un réchauffement général, plus précoce dans l’hémisphère sud où il se manifeste dès 9 ka, tandis que le nord ne l’enregistre que vers 6 ka, après une récession fraîche relativement brève mais souvent intense centrée vers 7,5 ka ;

— une augmentation générale de la pluviométrie, et une hausse consécutive du niveau des lacs, quelques secteurs limités connaissant toutefois une péjoration marquée ;

— une circulation aérienne et marine nettement ralentie, avec des upwellings atténués, sauf dans le nord de l’Océan Indien où l’upwelling somali estival est au contraire rétabli ;

— une végétation luxuriante, avec une reconquête rapide de la forêt dense à partir de ses refuges, et une extension considérable des formations de savanes, une fixation des édifices dunaires, et une très forte réduction des régions encore marquées par l’aridité.

Les deux situations du DMG et de l’OCH, extrêmes au cours des 18 000 dernières années, s’expriment – presque – en termes contraires en ce qui concerne : la température, la pluviosité, la force du vent, l’hydrographie, l’extension des types de végétation et des zones climatiques. Des modifications d’une telle ampleur posent de nombreux problèmes d’interprétation.

Interprétation paléométéorologique

Des questions

De nombreux points méritent réflexion, soulignons les questions essentielles :

• Les variations de température sont importantes, surtout lors du DMG, mais inégalement distribuées. Leur origine est-elle locale, ou advectée et par quel véhicule ?

• La migration des zones de végétation sur l’Afrique septentrionale est estimée par rapport au présent à 4 ou 500 km vers le sud, puis à 3 ou 500 km vers le nord : la migration totale est donc de l’ordre de 700 à 1 000 km entre le DMG et l’OCH. Cette translation des zones climatiques, grossièrement symétrique et synchrone vers le nord et le sud, correspond à une dilatation ou à une rétraction de la partie tropicale de l’Afrique. Quelle est la cause de ces migrations ?

• L’accélération de la circulation aérienne et maritime lors du DMG apparaît de façon évidente, comme son ralentissement pendant l’OCH. Quelle en est l’origine sachant que les trajectoires restent sensiblement identiques ? L’extension des formations dunaires est-elle uniquement associée à la force du vent ? Pourquoi l’upwelling somali estival disparaît-il en période de vent fort, pour réapparaître en période de décélération ?

• Les flux tropicaux sont puissants lorsque leur aire de balayage est réduite (DMG), mais leur puissance est modérée lorsqu’à l’inverse leur aire de balayage est considérablement amplifiée (OCH). Quelle est la cause de ce paradoxe fondamental ?

• La forêt dense disparaît quasiment lors du DMG, mais se maintient dans des refuges à partir desquels se fera la reconquête : à quoi correspondent ces refuges, et de quoi abritent-ils les arbres ?

• La zone tropicale souffre lors du DMG d’un déficit pluviométrique estimé aux environs de 25 à 30 %. L’espace tropical est pourtant fortement réduit, la baisse de température n’y est pas considérable, et l’amplitude de migration de ses structures pluviogènes (notamment l’EMV) est très diminuée. Quelle est alors la cause de ce déficit paradoxal ?

• Les pluies sont (en schématisant) extratropicales d’hiver, ou tropicales d’été. Lors du DMG les phénomènes extratropicaux pénètrent profondément sur l’Afrique, surtout sur sa partie septentrionale. Cela se traduit pourtant par une non-pluviosité sévère et encore paradoxale. Quelles en sont les raisons ?

Des « explications »

Parmi les explications proposées ne sont examinées que les plus fréquentes. Une part importante de responsabilité est attribuée aux cellules anticycloniques subtropicales qui sont souvent considérées comme des « barrières », qui laissent ou ne laissent pas passer le froid vers les Tropiques (cf. I-2). Ainsi de « fréquents échanges méridiens impliquent un affaiblissement des anticyclones, tandis qu’à l’inverse une fréquence moindre des échanges méridiens implique un renforcement des cellules anticycloniques tropicales ». Cette conception (erronée) amène par exemple COHMAP (1988) à considérer qu’à 18 ka les hautes pressions subtropicales étaient plus faibles, alors qu’elles étaient plus fortes à 9 ka et 6 ka (c’est pourtant exactement l’inverse qui se produit). Des confusions du même type concernent la relation entre ces hautes pressions et les dépressions subpolaires (dont celle dite d’Islande) : COHMAP (1988) suppose ainsi vers 18 ka une association « dépression plus creuse/anticyclone plus faible ». Des échanges méridiens intenses se traduisent pourtant (rien qu’à l’échelle saisonnière directement observable) simultanément, par une dépression plus creusée et un anticyclone plus puissant, et inversement (fig. 24). Aucune migration d’ensemble considérable des cellules anticycloniques n’a été observée sur l’Afrique lors du DMG, mais bien plutôt un renforcement anticyclonique à la fois vers le sud et vers le nord, les trajectoires des flux associés étant restées sensiblement identiques (comme en témoignent les alignements dunaires). Les transferts thermiques et l’accélération considérable de la circulation obligent à poser encore la question de l’origine des cellules anticycloniques : de présumés mouvements subsidents (branches descendantes des cellules de Hadley) sont absolument incapables de fournir une telle intensité d’écoulement, ni surtout de provoquer… un tel refroidissement.

La faible pluviosité tropicale lors du DMG est associée à une faiblesse supposée des flux tropicaux. L’hypothèse (erronée) selon laquelle la mousson est plus faible à 18 ka (COHMAP, 1988) oblige ainsi à très nettement différencier, d’une part la force des flux, et d’autre part leur aire d’extension. Des raisons plus locales sont également avancées. Par exemple le décalage vers le sud et le maintien dans une position méridionale de l’« ITCZ »… qui devrait alors se traduire (de façon non synchrone) au sud de l’équateur par une forte hausse pluviométrique, qui n’est pas observée. Le déplacement du Jet d’Est Tropical (JET) est encore évoqué, la subsidence présumée responsable de l’aridité étant alors déplacée vers le sud ; sachant que ce JET est alimenté par l’énergie libérée par la mousson indienne au-dessus de l’Asie, que devient-il lorsque la mousson n’atteint plus ce continent (fig. 71-b), comme ce fut le cas lors du DMG ?

Les hypothèses sont donc nombreuses, souvent simples reflets des modes et/ou faisant parfois appel à des recettes simplistes, sans rapport avec la réalité observée. Peut-on sérieusement, en raison de l’ampleur des changements, en fonction des mécanismes réels de la pluviogenèse et sans confondre corrélation et covariation, considérer que « le facteur déclenchant l’aridité serait une faible variation de la salinité des eaux de surface de l’Atlantique nord » (Durand, 1993)… et peut-on aussi supposer une « paléo-circulation de Walker » pour expliquer le Dryas récent, sans avoir fait la preuve (cf. I-3) de son existence au présent ?

Les questions et les explications sont nombreuses, mais le problème fondamental est de déterminer la cause commune et les modalités de transmission des variations climatiques.

B – VARIATION DE L’INSOLATION ET MODES DE CIRCULATION GÉNÉRALE

La cause commune des changements climatiques réside-t-elle dans la variation de l’insolation associée aux paramètres orbitaux ? Non, si celle-ci est envisagée à l’échelle globale, pour laquelle elle a seulement varié de 0,6 % au cours du dernier million d’années (Genthon et al., 1987). La cause réside-t-elle dans une élévation de l’insolation sous les Tropiques ? Non encore, si l’on considère les variations de l’insolation tropicale (fig. 68) : l’insolation a varié au cours des 20 millénaires passés, à la latitude du Tropique nord de 4 560 W/m² (vers 2 ka) à 4 601 W/m² (vers 11 ka), soit de 41 W/m² c’est-à-dire de 0,008 %, à l’équateur de 4 928 W/m² (vers 9 ka) à 4 944 W/m² (vers 20 ka), soit de 16 W/m² c’est-à-dire de 0,003 %, et à la latitude du Tropique sud de 4550 W/m² (vers 11 ka) à 4 608 W/m² (vers 20 ka), soit de 58 W/m² c’est-à-dire de 0,012 % (d’après Davis, 1988). Ces variations sont insignifiantes et hors de proportions avec les modifications climatiques enregistrées sous les Tropiques. Elles montrent toutefois :

1 – que l’évolution thermique tropicale n’est pas indigène, mais résulte de variations extratropicales propagées en direction de l’équateur,

2 – que les Tropiques ont toujours disposé, sensiblement, du même potentiel de chaleur sensible et latente pour alimenter les transferts méridiens.

FIG. 68 – Insolation tropicale à 23° N et 23° S au cours des 30 000 dernières années (représentée par la somme des moyennes mensuelles de l’insolation journalière en W/m²).

Variations de l’insolation dans les hautes latitudes

Les variations de l’insolation ont par contre été beaucoup plus fortes dans les hautes latitudes. La figure 69 montre les variations respectives des insolations moyennes estivales polaires nord et sud (d’après Davis, 1988). Au cours des dernières 30 ka l’insolation vers 85° N a varié de 1 944 W/m² (vers 24 ka) à 2 195 W/m² (vers 11 ka), soit une hausse de 251 W/m², c’est-à-dire 13 % de la valeur minimale. Deux maxima sont observés vers 85° S où l’insolation a varié de 1 944 W/m² (vers 30 ka) à 2 145 W/m² (vers 3 ka), soit un écart de 201 W/m² c’est-à-dire une hausse de 10 % de la valeur minimale. Les deux courbes d’insolation se recoupent trois fois : vers 28 ka avec une valeur commune de 1 970 W/m², vers 17 ka avec 2 082 W/m² (c’est-à-dire 3 % de plus qu’aujourd’hui au nord, 2 % de moins au sud), vers 6 ka avec la valeur commune de 2 123 W/m².

FIG. 69 – Insolation polaire à 85° N et 85° S au cours des 30 000 dernières années (représentée par la somme des moyennes mensuelles de l’insolation journalière en W/m²).

La cause commune des variations paléoclimatiques est solaire, elle est associée aux paramètres orbitaux et résulte des modifications de l’insolation dans les hautes latitudes, la réponse étant différée par le facteur dynamique. Les AMP sont les véhicules de la propagation « en masse » du froid polaire vers les Tropiques, et les responsables du transfert en retour (sur leur face avant) de l’énergie tropicale vers les pôles, dans le passé comme à l’échelle actuelle.

En fonction, d’une part des variations saisonnières de la circulation générale actuelle rythmée par le déficit, thermique des régions polaires (fig. 19), et d’autre part des variations à long terme de l’ampleur de ce déficit (fig. 69), deux modes de circulation générale peuvent être caractérisés en fonction du déficit thermique polaire, des caractères initiaux des AMP et de la vitesse des échanges méridiens qu’ils impulsent.

Circulation générale rapide

Un mode de circulation rapide (fig. 70), correspond à un fort déficit thermique toute l’année dans les hautes latitudes. Les AMP sont puissants, épais, de vastes dimensions, ils conservent de basses températures et une forte cohérence sur de longues distances. Leurs trajectoires sont plus nettement méridiennes, et ils provoquent en retour un transfert plus intense d’énergie tropicale en direction des pôles (dont témoigne alors la forte densité des poussières dans les glaces polaires). Ils réalisent ainsi la capture du potentiel précipitable tropical, et le dévient vers les hautes latitudes le long de trajectoires privilégiées, déterminées par la géographie du déplacement des AMP (fig. 17). Tous les centres d’action anticycloniques, puissamment alimentés par les AMP, sont vigoureux, les AA sont largement étalées (vers le nord et vers le sud) sur les océans comme sur les continents, les AA continentales bénéficient d’un renfort thermique (notamment en hiver), et les blocages sont plus fréquents. Les perturbations des latitudes moyennes sont violentes, en raison des contrastes thermiques accentués. Les flux de basses couches sont accélérés, dans les latitudes extratropicales et par le relais des AA dans la zone tropicale. L’accélération gagne toute la troposphère, les jets d’ouest alimentés par les confrontations et les transferts verticaux accrus sont renforcés et se décalent vers les Tropiques, la subsidence associée est augmentée, accroissant la rigueur de la stratification aérologique (cf. I-2). La zone tropicale est fortement réduite, enserrée dans l’étau des AA renforcées et des dynamismes extratropicaux antagonistes (fig. 71, à comparer aux fig. 13 et 14, II-2). La migration annuelle des structures pluviogènes tropicales est limitée à une étroite ceinture, et la faible migration de l’Equateur Météorologique dans les basses couches (EMI) n’autorise pas (ou peu) la déviation en mousson des alizés dont la force est accrue (fig. 73-a). Le déficit thermique encore aggravé en hiver dans l’hémisphère nord par les masses continentales, la glace de mer et les inlandsis, augmente le poids relatif de l’hémisphère météorologique boréal, qui empiète sur l’hémisphère austral, l’EM étant alors dans son ensemble décalé vers le sud.

FIG 70 – Mode de circulation générale rapide (fort déficit thermique polaire) – Schéma moyen.

FIG. 71 – Circulation tropicale et positions de l’Équateur Météorologique (EMI et EMV) associées à une circulation générale rapide (situations saisonnières).

Ce mode de circulation, aux contrastes saisonniers fortement réduits tant est forte l’emprise du froid, est applicable à la période centrée sur 28 ka, qui représente un relatif équilibre, froid, entre les deux pôles (fig. 69). Les échanges sont très intenses et violents, le froid polaire exporté par les AMP puissants commande le transfert prioritaire de l’eau tropicale vers les hautes latitudes. Ce mode est encore applicable jusqu’à la période centrée sur 17 ka) période d’équilibre pour l’insolation (quasiment équivalente de la valeur moyenne actuelle), mais d’intense déséquilibre thermique hémisphérique, en raison de la continentalité et de la présence des inlandsis américain et Scandinave.

Circulation générale lente

Un mode de circulation lente (fig. 72) correspond à un déficit thermique atténué dans les hautes latitudes. Les AMP sont moins froids, moins épais, moins puissants, leur trajectoire est moins méridienne. L’intensité des échanges méridiens directs est fortement atténuée, dans le sens pôles/équateur pour le froid, comme dans le sens inverse pour l’énergie tropicale. Tous les centres d’action anticycloniques sont affaiblis, notamment les AA océaniques ou continentales, les pressions hivernales sur les continents de l’hémisphère nord sont moins élevées, et les situations de blocage sont moins fréquentes, limitées à l’hiver. Les perturbations des latitudes moyennes sont moins violentes en raison de l’atténuation des contrastes thermiques et de la moindre intensité des transferts méridiens. La circulation est ralentie, dans les latitudes tempérées comme sous les Tropiques, dans les basses couches comme dans toute la troposphère, les jets d’ouest moins rapides (atténuation des transferts verticaux) sont décalés vers les pôles, et la subsidence associée est également réduite, atténuant le caractère stérilisant de la stratification aérologique tropicale. La zone tropicale, qui perd moins d’énergie au profit des zones extratropicales (et utilise ainsi préférentiellement son potentiel précipitable), est considérablement élargie. La migration annuelle des structures pluviogènes, notamment celle de l’Equateur Météorologique est considérablement amplifiée, augmentant les contrastes saisonniers (fig. 73-b). Les flux tropicaux, moins rapides, ont une extension saisonnière de grande ampleur, notamment les flux transéquatoriaux de mousson. Dans cette situation l’hémisphère météorologique sud déborde à son tour vers le nord, son empiètement étant favorisé en été boréal par les continents de l’hémisphère nord sur lesquels se creusent des dépressions thermiques profondes et attractives.

FIG 72 – Mode de circulation générale lente (faible déficit thermique polaire) – Schéma moyen ; (légende : voir figure 70).

FIG. 73 – Migration différenciée de l’Equateur Météorologique (schémas)

Ce mode de circulation, aux contrastes saisonniers importants, est applicable à la période d’équilibre d’insolation entre les pôles centrée sur 6 ka. Il caractérise aussi la période centrée sur 11 ka, mais avec un déséquilibre d’insolation au profit des latitudes boréales (fig. 69), elles-mêmes défavorisées par la présence de surfaces englacées encore étendues.

Les modes rapide et lent de la circulation générale résultant des variations de l’insolation des hautes latitudes apportent les réponses aux questions sur : l’intensité des échanges méridiens, la propagation des modifications climatiques, la dilatation/rétraction de la zone tropicale, les modifications de la vitesse des vents, le paradoxe entre une forte puissance des flux et une faible amplitude de migration de l’EM, la capture du potentiel précipitable tropical. Mais ils n’expliquent pas le décalage entre le minimum d’insolation (fig. 69) et le maximum du froid (DMG) qui correspond à une insolation supérieure à l’actuel dans l’hémisphère nord. Ce décalage est simplement associé au fait… que l’eau gèle à 0° C et que la glace flotte.

Glaciation et déglaciation

L’eau gèle à 0° C : une baisse de la température accroît l’intensité des transferts vers les pôles où la baisse du niveau de congélation transforme plus vite la pluie en neige, l’accumulation de glace privant les échanges d’une quantité croissante d’eau immédiatement réutilisable (en entraînant une baisse du niveau de la mer). La glace flotte sur l’eau et un inlandsis est rapidement disloqué dès que la glace ne repose plus sur le sol. L’Antarctique est une île et son inlandsis n’a pu se développer fortement lors du DMG ; telle est la clé de l’accroissement du déséquilibre radiatif entre les hémisphères en raison de l’accumulation glaciaire sur l’hémisphère nord continental.

Selon Duplessy et Morel (1990) « l’entrée dans la glaciation reste toujours enveloppée de son voile de mystère ». Est-ce parce que l’on considère uniquement les conditions in situ, susceptibles de favoriser soit l’accumulation hivernale soit la diminution de l’ablation estivale ? Est-ce parce que l’analyse repose sur des concepts inadaptés qu’« aucun modèle climatique n’a jamais été capable de simuler des précipitations neigeuses dix fois plus abondantes qu’aujourd’hui sur le Canada » ? Assurément oui, s’il s’agit du concept ondulatoire habituel, qui conduit à supposer que le jet d’ouest est coupé en deux par le relief glaciaire : quelle loi physique peut expliquer la présence d’un jet (origine du jet ?) au nord du cercle polaire arctique (COHMAP, 1988), alors qu’en période froide (à l’image de l’hiver actuel) la circulation circumpolaire est décalée vers le Tropique ? Et encore oui incontestablement, lorsqu’est supposée l’existence sur l’Amérique du Nord d’un « anticyclone stable » avec des « vents d’est de surface » (COHMAP, 1988 ; Joussaume, 1989), une telle stabilité étant impossible, comme le montre la circulation actuelle sur l’Antarctique et le Groenland et comme le souligne la dynamique des échanges méridiens.

L’observation de la réalité fournit des réponses à la question (posée par Duplessy et Morel, 1990) : « quelle situation météorologique peut conduire à de telles précipitations ? » Kocin (1988) a décrit le « blizzard du siècle », celui de 1888, Kocin et Uccellini (1990) ont recensé les tempêtes de neige sur la côte est des États-Unis de 1955 à 1985. Le « blizzard du siècle », celui de mars 1993 (fig. 29, in II-2), et de nombreuses situations hivernales actuelles (par exemple celle des 7 et 8 janvier 1996) montrent le type de situation susceptible de provoquer ces fortes chutes de neige, qui se produisent sur la face avant d’un AMP de vaste dimension, couvrant quasiment tout le continent nord-américain et provoquant un transfert direct du potentiel tropical vers le pôle. Il ne suffit pas qu’existe un fort contraste entre le continent et l’océan, il faut surtout pour accumuler des kilomètres de glace qu’un intense transfert d’eau précipitable soit impulsé pendant des milliers d’années par de puissants facteurs sans cesse renouvelés. Ce rôle d’accélérateur des échanges méridiens est joué par les AMP.

La dernière glaciation (du Würm) a commencé lorsque les conditions clémentes de l’interglaciaire Eemien (de 127 ka à 115 ka BP) ont radicalement changé et son établissement a été « globalement progressif, mais marqué par une succession d’avancées et de reculs des glaces » (Duplessy et Ruddiman, 1984). La baisse de l’insolation dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord, inférieure de 9 % à l’actuel vers 115 ka, a favorisé l’augmentation de puissance des AMP, et le transfert progressif, de plus en plus régulièrement, d’une part croissante du potentiel tropical vers le pôle, pour l’essentiel et de plus en plus dans les basses couches sur la face avant des AMP de puissance accrue (fig. 17). Des précipitations abondantes se sont alors déversées dans les hautes latitudes, de plus en plus souvent sous forme de neige. L’englacement a débuté sur les hauteurs du Labrador et de la Terre de Baffin, et a gagné l’Europe du Nord plus tardivement, l’existence d’une calotte glaciaire déjà importante sur le Canada favorisant alors la trajectoire Scandinave des AMP. La poursuite du refroidissement polaire a été amplifiée par l’albedo élevé de la glace qui accroît les effets radiatifs de la baisse d’insolation. L’épaisseur des inlandsis a peu à peu augmenté, et des AMP puissants en ont dévalé comme les vents catabatiques qui descendent actuellement de l’Antarctique et du Groenland. L’extension des surfaces englacées a déplacé progressivement vers le sud le point de départ des AMP, tandis que l’édification d’un nouveau relief, qui finit par atteindre 3 800 mètres sur le Canada et 2 500 mètres sur l’Europe, a modifié de façon drastique les conditions de circulation. La figure 74 représente l’extension maximale des glaces vers 20 000 ans BP (qui suit de 4 à 5 000 ans le minimum d’insolation de l’hémisphère nord, fig. 69) et illustre la circulation associée à cette topographie. L’espace atlantique nord finit par être coupé des AMP provenant de l’Arctique, sauf ceux de trajectoire Scandinave qui s’écoulent entre les inlandsis du Groenland et de Scandinavie, mais est alimenté par des AMP américains qui dévalent du relief glaciaire dont l’axe se situe vers 50° de latitude nord. Les AMP arctiques partent principalement vers le Pacifique, sur la Sibérie orientale vers la Chine et par le détroit de Béring. Ces AMP, les plus puissants (parce que les plus froids) provoquent sur leur face avant la remontée vers le nord du potentiel tropical pacifique, qui est vigoureusement canalisé par le versant ouest des Rocheuses vers l’Alaska et qui alimente généreusement en neige la partie occidentale de l’inlandsis américain.

FIG. 74 – Topographie glaciaire et dynamique des AMP lors du Dernier Maximum Glaciaire.

L’amélioration des conditions de l’insolation qui est maximale à 11 ka (fig. 57), le relèvement du niveau de congélation et la part de plus en plus importante de précipitations qui tombent sous forme de pluie (dont la chute sur les inlandsis accélère de façon considérable la fonte de la glace), la perte de vigueur des AMP américains (qui partent de latitudes moyennes, entre 50° N et la marge sud de l’inlandsis située vers 40° N), entraînent une diminution relativement rapide de l’épaisseur des inlandsis. Cette fonte crée progressivement des conditions nouvelles à la formation et à l’écoulement des AMP : entre 17 ka et 15 ka un couloir s’agrandit entre la calotte écossaise et la calotte Scandinave, puis un passage se forme entre le Groenland et l’inlandsis des Laurentides, et entre 15 ka et 11 ka s’ouvre un large couloir entre le glacier des Rocheuses et la calotte laurentide. Par ces couloirs des AMP arctiques s’écoulent à nouveau vers l’Atlantique, notamment le long du versant oriental des Rocheuses. C’est dans ce contexte dynamique que doivent être examinées les nombreuses fluctuations qui accompagnent le retrait des glaces (fig. 65). La réapparition des AMP originaires du bassin arctique (plus froids, plus denses) explique en particulier le « coup de froid » du Dryas récent (Younger Dryas) vers 11 ka. Ce brusque retour du froid a été accompagné d’une réavancée momentanée de la calotte glaciaire laurentide à nouveau alimentée par une fourniture accélérée d’eau tropicale sur la face avant des AMP renforcés, et comme le révèlent les carottages du Groenland d’un accroissement de 50 % des précipitations et d’un réchauffement de 7° C (Dansgaard et al., 1989). L’insolation alors maximale dans l’hémisphère nord a ensuite atténué les effets du rétablissement de la trajectoire canadienne des AMP en direction de l’Atlantique. Dans le même temps le déversement de l’air arctique en direction du Pacifique s’est ralenti, expliquant encore aisément et dynamiquement le décalage souvent constaté entre les phénomènes atlantiques et pacifiques. Sur la Chine centrale l’époque du Younger Dryas se manifeste par un renversement abrupt, le dépôt accéléré de poussière (lœss) dans des conditions sèches et froides (associées à des AMP puissants : fig. 73), laisse la place à un épisode de formation d’un sol dans des conditions pluvieuses (Zhisheng et al., 1993) associées à des AMP de puissance moindre autorisant la pénétration de l’air humide vers l’intérieur. La paléodynamique de la glaciation et de la déglaciation, notamment les brusques changements climatiques après le DMG, doit être analysée (ou réanalysée) en fonction des conditions offertes à l’écoulement des AMP par la modification de la topographie glaciaire.

Les paramètres orbitaux, et leurs conséquences glaciaires boréales qui décalent le rythme de l’insolation, sont responsables de l’évolution paléoclimatique de l’Afrique.

C – LES PALÉOCIRCULATIONS SUR L’AFRIQUE

Les paléocirculations africaines sont la résultante de l’interférence entre des conditions générales, et les conditions spécifiquement africaines qui aménagent ces impulsions générales.

Circulation lors du Dernier Maximum Glaciaire

L’Atlantique nord est couvert par la banquise au nord de 42° N, les inlandsis américain et Scandinave couvrent 19,6 millions de km² (respectivement 13 et 6,6), représentant ensemble plus du double de l’étendue du Sahara (8 millions de km²). La masse continentale et glaciaire au nord de l’Afrique entretient la puissance des AMP de trajectoire méridienne et des AMP venant d’Amérique en grande partie au-dessus de la banquise, et explique la vigueur des AA sur l’Atlantique, l’Afrique septentrionale et la Méditerranée et sur la péninsule arabe (fig. 75). L’advection d’air froid et dense est permanente, la stabilité anticyclonique rejetant la pluviogenèse sur la marge sud des agglutinations. Le potentiel précipitable atlantique est capturé, dévié vers le nord sur la face avant des AMP, puis au-dessus de ces mêmes AMP et des AA de basses couches, en direction des régions polaires boréales, sans bénéfice pour les basses altitudes qui sont marquées par l’aridité. Les reliefs qui émergent des agglutinations échappent à cette non-pluviosité, en arrêtant au passage une partie de ce potentiel (pluie et neige), surtout lorsqu’ils constituent comme l’Atlas une barrière continue placée sur la trajectoire vers le pôle de l’humidité tropicale (fig. 75-b).

FIG. 75. – Paléocirculation sur l’Afrique lors du Dernier Maximum Glaciaire.

L’alizé maritime accéléré qui accroît la vigueur de l’upwelling, et l’alizé continental renforcé entraînent le transport du sable au ras du sol (chasse-sable d’accélération) sur de longues distances, construisant les dunes longitudinales de l’Ogolien-Kanémien. L’alizé (kaskasi) de l’Océan Indien nord, nettement plus puissant qu’aujourd’hui (Fontugne et Duplessy, 1986 ; Sarkar et al., 1990), notamment en hiver mais aussi en été, empêche l’établissement de la mousson indienne estivale (Van Campo, 1984 ; Prell et Van Campo, 1986), et en conséquence affaiblit ou annule l’upwelling somali. La forte puissance des alizés boréaux maintient l’EM dans une position très méridionale. Pendant la période hivernale (fig. 75-a) elle repousse la trace au sol de l’EM, en mer sur le Golfe de Guinée et vers le sud du bassin du Congo, les dépressions thermiques qui ourlent actuellement la forêt dense étant alors devenues (avant de disparaître) incapables de compenser le dynamisme boréal (et également austral) et de maintenir un flux océanique au-dessus du couvert forestier. La forêt dense, qui ne peut pas résister longtemps (plus de 2/3 mois) à une ambiance sèche, est ainsi submergée par l’harmattan rafraîchi et cède la place à des formations boisées hétérogènes. Elle ne subsiste que dans des positions refuges d’abri orographique, c’est-à-dire en fait abritées des flux desséchants, notamment de l’harmattan, sur le versant ouest des reliefs. En période estivale la remontée vers le nord de la mousson atlantique (qui répond à l’attraction des dépressions thermiques continentales), est contrariée par le caractère anticyclonique boréal.

La diminution des pluies sur l’Afrique résulte essentiellement de l’établissement d’échanges directs entre les Tropiques et les pôles, qui capturent sur la face avant des AMP le potentiel précipitable tropical. Elle est aussi la conséquence d’une forte diminution des composantes ouest de la circulation. Sur l’Afrique occidentale et centrale elle résulte d’une réduction du transfert d’eau vers l’intérieur par la mousson atlantique, qui pénètre difficilement sur le continent et seulement en période estivale (fig. 75-b). Sur l’Afrique de l’Est dominent les circulations d’alizé (de composante est dominante), Hamilton (1982) remarquant notamment un renversement dans la direction des vents vecteurs de pluie sur les hauts sommets (le flux vecteur est actuellement en altitude la mousson atlantique d’ouest). Les alizés de nord et de sud amènent vers l’Afrique le potentiel précipitable évaporé sur l’Océan Indien, vers l’EMV maintenu toute l’année à proximité de l’équateur. Ces circonstances énergétiques et structurales favorables procurent des précipitations relativement abondantes, le niveau des lacs Nakuru et Manyara est élevé, celui du lac Bogoria est 3 à 4 fois plus élevé que l’actuel, les lacs Albert et Nyanza alimentent le haut Nil, et dans un contexte refroidi les glaciers sont abondamment nourris (le déplacement modéré de l’EMV n’atteignant cependant que l’Ethiopie du Sud). Mais le potentiel précipitable s’épuise rapidement en direction de l’ouest, tandis que les flux d’alizé se continentalisent sur le plateau. En fin de période considérée ici, vers 15 ka, le niveau des lacs baisse, les lacs Albert et Nyanza étant alors sans exutoire. Cette péjoration peut alors être attribuée à un desserrement de l’étau qui limitait la translation de l’EM dans une étroite bande, et à une distribution plus large de précipitations aux caractères plus saisonniers. L’élargissement de l’amplitude de migration de l’EMV conduira à la période du « Nil sauvage » au cours de laquelle les précipitations diluviennes de l’EMV situé en été à l’aplomb de l’Ethiopie alors dévégétalisée se traduira par des crues d’ampleur exceptionnelle du Nil, des apports considérables d’eau douce et de limons jusqu’en Méditerranée (cet épisode correspond à la période biblique du Déluge).

Sur l’océan austral le pack glaciaire atteint 55° S. Les AMP accroissent la puissance de l’alizé maritime canalisé sur le Namib, qui renforce la vigueur de l’upwelling et repousse les édifices dunaires vers les bouches du Congo. L’épaisseur accrue des AMP permet à leur partie supérieure de franchir localement l’Escarpement, avec facilité par l’ensellement de la vallée de l’Orange (comme en témoigne la direction des formations dunaires), et de s’écouler en nappe vers l’est sur le plateau sud-africain (fig. 75-b). Les AMP poursuivant leur route vers le Canal du Mozambique provoquent une violente invasion du plateau par les vallées, donnant une grande vigueur à l’alizé austral qui mobilise les sables du Kalahari. Les précipitations plus abondantes sur le sud de l’Afrique australe sont associées à l’intervention plus profonde des AMP. La trace au sol de l’Equateur Météorologique (EMI) est en été maintenue au nord de la cuvette du Kalahari par le dynamisme austral. La pénétration du flux atlantique (mousson) sur la cuvette du Congo est défavorisée, voire interdite, par l’alizé austral continentalisé qui rejette la Confluence Inter-Océanique le long du Grand Escarpement du Namib et sur le bord occidental de la cuvette du Congo (fig. 75-b). Sur l’Afrique orientale et l’Océan Indien l’impulsion australe ne permet pas à la mousson malgache de s’établir, le Canal de Mozambique et Madagascar étant envahis par l’air froid.

Circulation lors de l’Optimum Climatique Holocène

La circulation lors de l’OCH est relativement facile à décrire parce qu’elle s’exprime en termes presque contraires de la précédente. Elle ne nécessite pas de schéma particulier parce qu’elle offre de grandes similitudes avec la situation actuelle (fig. 15 et 16). Elle se caractérise par une puissance amoindrie des centres d’action et des flux, et par une amplification (plus grande que l’actuel) de la migration des discontinuités et des aires de balayage des flux tropicaux.

L’ambiance chaude de la période se traduit par un affaiblissement de la puissance des AMP et des AA ; cet affaiblissement, associé à l’élévation de l’évaporation et du potentiel précipitable, favorise fortement la pluviogenèse. Le ralentissement des alizés réduit les remontées d’eaux profondes sur le littoral atlantique (upwelling), et atténue fortement sur le continent l’importance de la mobilisation éolienne. Le facteur thermique s’exprime librement, en liaison avec le mouvement zénithal, par des dépressions thermiques profondes et attractives. La reconquête par la forêt, autorisée par l’affaiblissement de la circulation, contribue de façon déterminante à définir le champ de pression de surface. La forêt dense maintient sur son pourtour des dépressions thermiques qui attirent les flux humides sur le continent, en les décalant progressivement vers le nord et vers le sud au fur et à mesure de son expansion, rétablissant ainsi la Confluence Inter-Océanique sur le sud de la cuvette du Congo et déterminant la position de surface de l’EMI, dont l’amplitude de migration est progressivement augmentée. Le facteur thermique de basses couches entraîne une forte amplification des circulations transéquatoriales, de la mousson atlantique, de la mousson malgache et de la mousson indienne, l’apparition de l’upwelling somali estival étant un témoignage du rétablissement de cette dernière sur l’Océan Indien. L’Equateur Météorologique migre de façon ample dans toute sa structure, sa translation accrue dans les couches moyennes (EMV) augmentant plus nettement le caractère saisonnier des pluies abondantes.

En début de période, vers 9 ka, l’insolation favorise l’hémisphère nord en période estivale. Mais la présence des surfaces englacées résiduelles d’Amérique et de Scandinavie et les forts contrastes thermiques saisonniers procurent encore une puissance relative aux AMP boréaux, notamment en hiver. Les précipitations sur l’Afrique septentrionale participent alors des deux pluviogenèses extra-tropicale et tropicale qui interfèrent, le Sahara bénéficiant de fortes probabilités de pluies en toutes saisons. L’alimentation du Tchad bénéficie d’un ruissellement significatif venant du Tibesti jusque vers 8 ka (période de retrait des diatomées d’eaux froides). Vers 6 ka l’équilibre radiatif entre les hémisphères et la disparition des glaces continentales boréales se traduit par l’affaiblissement généralisé des AMP et des AA qui permet à l’espace tropical d’atteindre sa plus grande extension, tandis que la diminution d’intensité des échanges méridiens autorise l’Afrique à conserver le bénéfice du potentiel précipitable tropical. Mais en contrepartie, le caractère saisonnier est plus marqué, les précipitations tropicales couvrant la plus grande partie de l’Afrique, avec une saison pluvieuse estivale (orageuse) sur les marges, et une saison hivernale sèche avec une intense évaporation.

Sur l’Afrique septentrionale les pluies méditerranéennes (liées aux AMP) pénètrent vers le sud après le barrage de l’Atlas. Sur l’Afrique australe la région du Cap est arrosée, mais le plateau (notamment la basse vallée de l’Orange) n’est pas facilement atteint par des AMP moins épais, et n’accueille qu’un alizé d’est continentalisé, soumis à une forte évaporation. C’est une des rares régions défavorisées qui ne profitent pas de l’OCH, régions dans lesquelles se trouve sans doute la Somalie où le rétablissement de la divergence et du jet de basses couches doit également se traduire par une pluviométrie diminuée par rapport au DMG.

Conclusion

L’analyse de l’évolution climatique passée facilite la compréhension des mécanismes actuels, celle de l’Afrique comme celle de la zone tropicale entière puisque la forêt a aussi régressé sur l’Amazonie (Servant et al., 1993) et l’Inde n’était plus atteinte par la mousson lors du DMG (Hashimi et Nair, 1986 ; fig. 71). En amplifiant les changements elle souligne que, comme à l’échelle saisonnière actuelle, au passé comme au présent, de façon synchrone ou non dans les deux hémisphères météorologiques, la circulation générale est impulsée par les variations de l’insolation dans les hautes latitudes. L’importance du déficit thermique polaire détermine le mode, rapide ou lent, des échanges méridiens qui sont réalisés par l’intermédiaire des AMP.

La paléoclimatologie montre aussi que les changements climatiques, naturels, ont eu des précédents d’une toute autre ampleur que les phénomènes actuels. Depuis environ 4 800 ans (fig. 65) le système climatique encore proche d’un scénario chaud avec une circulation relativement lente, se dirige lentement et graduellement, avec de multiples rémissions, vers un scénario froid associé à une circulation rapide. Ces mécanismes sont-ils applicables, avec les indispensables nuances, à l’évolution climatique récente ? Les années 1930-1960, période de l’optimum climatique contemporain, constituent-elles la plus récente rémission dans cette longue histoire climatique depuis la fin de l’optimum holocène ? Et en Afrique plus précisément, la sécheresse sahélienne est-elle une des manifestations de la poursuite de cette évolution climatique ?

III-3. L’ÉVOLUTION CLIMATIQUE RÉCENTE

La perception de l’évolution du climat ressemble à la vision d’un théâtre d’ombres. On n’est pas certain de bien cerner l’importance des personnages (c’est-à-dire les paramètres), ni de bien comprendre le scénario (c’est-à-dire le processus d’évolution). Pour les événements récents, une autre difficulté réside dans le manque de recul (d’où la nécessité de prendre des repères dans le passé ; cf. III-2).

Chaque paramètre pris isolément donne un reflet imparfait des phénomènes, en un lieu donné, celui de l’observation. Toutes les mesures sont imparfaites et leur représentativité est limitée. Le paramètre pluie est le plus discontinu dans l’espace et dans le temps, il rend compte de l’occurrence et de l’efficacité des phénomènes météorologiques responsables, mais au niveau de la station d’observation. Le message climatique est différent selon que les pluies tombent toute l’année (le total annuel pouvant alors être inchangé, même s’il y a de fortes modifications saisonnières), ou selon que les pluies sont fortement concentrées au cours d’une saison, comme dans les domaines climatiques marginaux (par exemple dans le Sahel), la qualité de la saison des pluies pouvant alors renseigner sur un déplacement éventuel des structures pluviogènes.

La température, très influencée par les facteurs locaux, est estimée à partir de deux valeurs journalières : la température maximale (tx) et la température minimale (tn), que ces valeurs aient été observées pendant quelques heures, voire quelques minutes ou secondes.

Lorsqu’une période estivale ou hivernale se situe au-dessus des températures saisonnières, comme au cours du mois d’octobre 1995 en France ou comme dans les régions proches de la mer de Norvège où la courbe des températures s’élève, on évoque aussitôt le réchauffement dû à l’effet de serre. Si une période est plus froide que la normale, comme le mois de septembre 1995 en France qui a battu des records de fraîcheur ou comme dans les Provinces Maritimes du Canada où la courbe des températures s’abaisse, le refroidissement est aussitôt considéré comme le signal d’un retour à l’âge glaciaire. Le recours à ces raccourcis et/ou à des relations simplifiées voire carrément simplistes ne pose pas la question de savoir, parmi les faits, quel est celui dont la signification est globale, ou quel est celui dont la portée est simplement régionale. Dans cette réalité mouvante qui fait constamment alterner le chaud et le froid dans l’espace et dans le temps, quelle est alors la représentativité réelle de l’« augmentation » récente de la température, depuis les années 1980 (fig. 62) : s’agit-il d’un réchauffement véritable ou bien d’un artefact résultant du mode de calcul qui privilégierait de manière involontaire (par le nombre des stations) les régions qui se réchauffent ?

L’analyse climatique, plus ou moins imparfaite selon les paramètres, est également fonction du cadre géographique considéré. Examinons l’exemple de la France.

Évolution climatique récente de la France

L’évolution des valeurs moyennes annuelles de précipitations ne montre pas de tendance nette sur plus d’un siècle, de 1875 à 1993 (fig. 76 ; Schmitter, 1995). Dans les dernières décennies (de 1960 à 1993) l’évolution pluviométrique est contrastée, avec des régions de hausse comme à Lille (Gauthier, 1996), ou de baisse comme dans le couloir Saône-Rhône (Aubert, 1992 ; Comby, 1993) où la pluie est déficitaire à Montélimar depuis le début des années 1980 (fig. 77), déficit également observé sur la Côte d’Azur (Carrega, 1993).

FIG. 76 – Évolution de la pluviométrie sur la France de 1875 à 1993, courbe moyenne établie à partir de 18 stations (d’après Schmitter, 1995, à partir de données Météo-France).

FIG. 77 – Evolution des précipitations à Montélimar de 1960 à 1993 (données M. -F.).

L’évolution des températures moyennes à Saint-Genis-Laval (près de Lyon) de 1881 à 1993 (fig. 78) montre une hausse jusqu’aux années 1920, un optimum climatique jusqu’aux années 1960, de faibles valeurs dans les années 1970 et une hausse modérée depuis, qui ne constitue pas le maximum thermique. Cette hausse apparaît plus soutenue sur l’ensemble de la France dans les dernières décennies notamment pour les températures minimales (fig. 79 ; Troccon, 1996), les maximales étant plus irrégulières.

FIG. 78 – Évolution de la température moyenne à Saint-Genis-Laval de 1881 à 1993 (données M. -F.).

FIG. 79 – Évolution des températures maximales et minimales moyennes de la France de 1950 à 1993 – Courbes moyennes établies à partir de 32 stations (d’après Troccon, 1996, à partir de données Météo-France).

La pression en surface (fig. 80) révèle une forte variabilité jusque dans les années 1970, de faibles valeurs au début des années 1980 et une hausse générale et soutenue depuis sur l’ensemble du pays.

FIG. 80 – Évolution de la pression sur la France de 1949 à 1992 (à Rennes, Montélimar et Ajaccio, données M. -F.).

Quelle est la signification climatique de ces paramètres ? Des trois, le plus fiable est le paramètre pression qui repose sur un nombre élevé de mesures par jour. La hausse continue de la pression sur la France est ainsi le signe d’une évolution climatique certaine, mais de laquelle ? En considérant de façon très simpliste les phénomènes in situ (c’est-à-dire sans référence à la dynamique du temps et aux processus réels des précipitations), la hausse de la température devrait (théoriquement) être accompagnée d’une augmentation de la pluie, mais par contre d’une baisse de la pression. La hausse de pression générale et les baisses régionales de la pluviométrie sont ainsi en contradiction avec l’évolution thermique. La recherche de relations entre les paramètres est stérile lorsque la cause commune est extérieure à l’espace analysé, mais cet espace est trop réduit pour contenir la cause générale et pour autoriser des conclusions pertinentes.

La part d’imprécision dans l’analyse climatique est inévitable, elle oblige à multiplier les témoignages c’est-à-dire les paramètres observés et à considérer l’évolution climatique d’ensemble dans un espace aérologique déterminé, c’est-à-dire dans lequel sont connues les relations physiques entre les paramètres (cf. fig. 17, in I-3). Sont de cette façon pris en compte à la fois le temps, par l’analyse de la dynamique des phénomènes, et le climat (exprimé par les moyennes) qui est la résultante des temps.

Cette démarche est appliquée à l’analyse de la Grande Sécheresse sahélienne, dont l’évolution peut être suivie en direct et qui a fait prendre conscience que le climat peut changer rapidement. Les tentatives d’explication montrant que les causes de ce changement climatique sont extérieures au Sahel, et à l’Afrique, le cadre de l’analyse est ensuite élargi à l’espace Atlantique nord/Europe/Méditerranée, puis à l’échelle de l’hémisphère nord.

A – LA DYNAMIQUE DE LA GRANDE SÉCHERESSE DU SAHEL

Le Sahel, par définition le rivage, ici le rivage sud du Sahara (fig. 64), offre un exemple de changement climatique directement observable. Sa situation géographique, marginale pour la pluviogenèse tropicale, lui attribue une seule saison des pluies, brève, sans possibilité de « rattrapage », la variabilité interannuelle étant très forte. Que cette saison n’apporte pas les pluies espérées, comprises entre 100 et 500 mm, et c’est la catastrophe, immédiatement visible dans le paysage. Même d’éventuelles pluies hivernales (cf. II-3) ne peuvent racheter une saison des pluies perdue. La végétation et les cultures meurent, le niveau des nappes phréatiques s’abaisse, les lacs s’assèchent, les troupeaux errent à la recherche de pâturages, et les hommes ont faim… ces images ont été diffusées, parfois largement exagérées, mais elles sont malheureusement souvent vraies.

FIG. 81 – Évolution de la pluviométrie sahélienne à Saint-Louis du Sénégal de 1903 à 1993.

Le coup de semonce des années 1967-68 est passé inaperçu, vite effacé par l’année pluvieuse 1969, puis est arrivée la Grande Sécheresse qui a surpris tout le monde. Conscience a alors été prise que la normale 1931-60 était illusoire, et que des événements semblables (mais moins sévères) s’étaient déjà produits dans les années 1910, puis dans les années 1940. Les pluies allaient donc revenir… on sait que cet espoir était vain. La figure 81 montre qu’à Saint-Louis du Sénégal par exemple la pluie, très irrégulière, a fortement diminué depuis les années 1970, par paliers successifs, les années 1972-73 et 1982-84, puis 1989 et suivantes représentant des accentuations du déficit pluviométrique. La figure 82 (d’après Morel, 1995) révèle que la diminution de la pluie n’est pas que sahélienne, mais aussi soudanienne, voire guinéenne, et qu’en fait les isohyètes ont opéré un glissement d’ensemble vers le sud de 200 à 300 km. La figure 83 souligne qu’en dépit des milliers de kilomètres qui les séparent et malgré les différences dans la topographie de leurs bassins les fleuves Sénégal, Niger et Nil ont subi la même péjoration hydrologique. De telles modifications d’ensemble dont la durée excède déjà 20 ans ne peuvent être comparées à une crise passagère et limitée dans l’espace comme les épisodes précédents, mais la Grande Sécheresse s’inscrit par sa durée et son intensité dans un réel changement climatique qui déborde très largement du cadre africain.

FIG. 82 – Le déplacement des isohyètes vers le sud entre 1950-1967 et 1968-1990 (d’après Morel, 1995).

FIG. 83 – Évolution de l’écoulement des fleuves Sénégal, Niger et Nil : écarts des débits moyens annuels/module, sur la période 1910/11-1989/90 (d’après Omar Haroun, 1995).

La pluviogenèse sahélienne

Les pluies sahéliennes proviennent des apports de la mousson atlantique (prolongement de la strate inférieure de l’alizé austral) dont le potentiel précipitable est élevé lors de la période estivale (fig. 15 et 16). L’humidité spécifique (nettement plus faible) de l’alizé continental (harmattan) est maximale en été en raison des fortes températures sur la Méditerranée orientale, où une inversion située vers 1 000 mètres empêche l’utilisation in situ de ce potentiel. S’y ajoute encore la réutilisation de l’eau précipitée, dans une proportion importante (mais non exactement connue). Une grande partie des précipitations est immédiatement réévaporée, tandis que la fraction infiltrée, la végétation, les surfaces amphibies et les lacs restituent aux flux de basses couches une fraction du potentiel déversé. La strate inférieure de l’alizé austral, surmontée par l’inversion d’alizé (I. al) se transforme en mousson qui s’enfonce sous l’EMI. La mousson se maintient de décembre à février (fig. 15) au-dessus de la forêt, elle envahit le continent en période estivale (fig. 16 et 46), en restant pelliculaire (de plus en plus en direction du nord), son épaisseur maximale étant de l’ordre de 2 000 mètres.

La structure EMI est stérilisante (cf. II-5), le flux d’est organisé en JEA (jet d’est africain) renforçant la discontinuité de vent. Résultant de situations conflictuelles passagères (lignes de grains) les précipitations sont brèves, violentes, principalement orageuses, de forte intensité, mais relativement peu abondantes.

La structure EMV située dans les couches moyennes concentre les formations nuageuses denses et les pluies abondantes, de caractère continu, peu orageuses dans l’ensemble, mais avec des foyers d’activité plus intense. Cette structure s’arrête vers 10-12° N, et n’atteint pas le Sahel.

Au sud de l’EMV la structure de l’inversion d’alizé austral, aux discontinuités de température, d’humidité et de mouvements verticaux, observées vers 1 500/2 000 mètres, n’atteint que le sud de l’Afrique occidentale au cœur de l’été (fig. 46).

La distribution de la pluviométrie est diverse. Au nord de la latitude moyenne 12° N, les pluies du domaine sahélien proviennent uniquement des lignes de grains. Dans le domaine soudanien (fig. 64), la saison des pluies débute avec l’EMI, le maximum d’août est très prononcé grâce à la contribution de la structure EMV qui peut se maintenir dans la partie méridionale du domaine pendant trois mois (de juillet à septembre). Au sud le domaine de la forêt ne connaît pas de saison vraiment dépourvue de pluie, ni vraiment sèche. Le régime pluviométrique est bimodal, les deux saisons des pluies étant associées aux deux passages de l’EMV, en mai-juin dans le sens montant, et en septembre-octobre dans le sens descendant.

À cause de cette diversité pluviométrique selon les latitudes l’évolution d’ensemble des isohyètes (fig. 82) n’est apparue que tardivement.

Les causes de la Grande Sécheresse

Quelle est la cause de la sécheresse sahélienne et de son extension vers le sud ? Des explications nombreuses ont été proposées depuis plus de vingt ans. Se sont ainsi succédés ou superposés, en fonction des modes, des engouements plus ou moins passagers, la pluie étant mise en relation, binaire, avec différents paramètres susceptibles de l’influencer ou de la commander.

Variation de l’albedo (le « mécanisme de Charney »)

L’hypothèse selon laquelle la destruction de la végétation accroît l’albedo du sol et de ce fait abaisse les températures… a été proposée par Otterman (1974). Bien que cette hypothèse prône exactement l’inverse de ce qui est habituellement observé, c’est-à-dire que les sols dénudés sont toujours plus chauds que les sols couverts par la végétation (comme le soulignent les dust devils), cette hypothèse a été appliquée aux régions sahéliennes par Charney (1975). Le mécanisme de Charney estime ainsi en schématisant, à partir du surpâturage responsable de la désertification, qu’« un sol plus chaud provoque des mouvements subsidents »… ce qui est naturellement l’inverse de la réalité ! Cet hypothétique mécanisme d’auto-entretien de la sécheresse n’a pourtant pas été remis en cause, et la question a même été posée de savoir si le Sahel, c’est-à-dire l’homme sahélien, est « le responsable de sa propre sécheresse » (Kandel et Courel, 1984). L’observation et la simple logique permettent de fixer les limites de pertinence du modèle proposé. L’archipel du Cap-Vert reçoit, à latitude égale, moins de pluie que le littoral voisin et il est plus pénalisé par l’évolution récente des pluies que le continent, mais l’albedo océanique est pourtant comparativement insignifiant et il n’a pas changé (Leroux, 1983). Malgré son inanité le mécanisme de Charney a quand même fait quelque temps illusion, et il a en particulier contribué à conforter l’idée répandue (bien qu’inexacte) que « l’arbre attire la pluie » et que le reboisement pourrait faire revenir la pluie sur le Sahel…

Végétation et réutilisation du potentiel précipitable

En considérant que le potentiel précipitable issu de l’océan est précipité puis évaporé plusieurs fois, on peut supposer qu’une moindre densité de la couverture végétale peut entraîner une baisse de la pluie sahélienne. Selon diverses estimations le couvert forestier recycle 60 à 75 % des pluies annuelles, tandis qu’une culture (ou savane) à cycle annuel ne recycle que 45 à 55 % des pluies tombées. Le déboisement des régions situées au sud du Sahel serait ainsi responsable de la sécheresse sahélienne. Mais il n’existe pas de relation immédiate entre le potentiel précipitable et l’eau précipitée, ni à l’échelle générale comme le démontrent Peixoto et Oort (1983), ni à l’échelle régionale comme le souligne Diop (1975) pour qui « l’eau précipitable contenue dans l’atmosphère est un mauvais préviseur de l’eau précipitée ». La dépendance vis-à-vis de l’advection atlantique (de sens ouest-est) est encore réduite par la diversité d’origine des apports hydriques, par la redistribution qui s’opère dans les couches moyennes (dans le sens est-ouest), et par la réutilisation de l’eau précipitée.

La pertinence du schéma présumé est remise en question si l’on considère le cas de la basse-côte de l’Afrique occidentale. Par sa situation géographique elle ne peut pas subir le contrecoup d’une réduction de la masse forestière ou d’une moindre restitution par le sol, puisqu’elle bénéficie d’une fourniture immédiate par la mousson. Mais pourtant le sud de l’Afrique occidentale (dans des conditions dynamiques différentes), subit aussi une diminution globale des pluies. La relation supposée est encore amoindrie si l’on considère que lors des années 1940, et encore moins lors des années 1910, les formations forestières n’étaient pas sérieusement entamées. L’absence de relation est encore plus instructive lorsqu’il s’agit de l’archipel du Cap-Vert si durement affecté…

Variation des températures marines de surface

Compte tenu de l’origine océanique de la vapeur d’eau transportée par l’alizé austral/mousson la variation des pluies est fréquemment expliquée par les fluctuations des températures marines de surface (TMS). Mais le sens des relations n’apparaît pas clairement. Selon les conceptions classiques (mais erronées lorsqu’elles ne tiennent pas compte de la stratification aérologique) les eaux marines froides, notamment celles des zones d’upwelling, sont responsables de l’absence ou de la déficience des pluies. Ainsi (de façon simplificatrice) la petite « saison sèche estivale » de la basse-côte est fréquemment associée à l’upwelling ivoiro-ghanéen (fig. 46). Certains parviennent à des résultats diamétralement opposés puisque des eaux marines froides sont associées à des pluies excédentaires, ou en d’autres termes « des pluies subsahariennes supérieures à la normale sont positivement corrélées avec des températures marines de surface dans l’Atlantique sud inférieures à la normale » (Lough, 1985). En corollaire « des eaux de surface chaudes dans le Golfe de Guinée coïncident avec une réduction des pluies estivales dans le Sahel » (Bah, 1987).

Ces conclusions, exactement inverses du processus habituellement évoqué (des eaux chaudes étant censées augmenter le potentiel hydrique), traduisent seulement une covariation générale. En période estivale centrée sur août, la remontée vers le nord des conditions thermiques de l’hiver austral qui affecte aussi bien l’air que l’eau, coïncide à la fois avec une réduction des pluies sur la côte sud de l’Afrique occidentale (cf. fig. 16 et 46), coïncidence qu’on peut traduire (hâtivement) par : « eaux froides = pas de pluie », mais aussi avec une forte augmentation au nord de la latitude 10° N, et dans ce cas « eaux froides = pluies ». Les relations seraient aussi différentes si les références thermiques marines étaient choisies dans les eaux libériennes ou biafraises constamment chaudes… Il est hasardeux de conclure à une dépendance ou corrélation causale alors qu’il s’agit simplement de covariation. Le réchauffement marqué après 1960-65 des océans de l’hémisphère sud (Folland et al., 1986), dans lesquels est principalement puisé le potentiel précipitable, ne s’est pas traduit par une augmentation des pluies, mais par l’inverse… La relation présumée avec les TMS a conduit le Meteorological Office (Bracknell, GB) à diffuser le 6 mai 1988 une prévision selon laquelle la saison des pluies 1988 du Sahel devait être « très sèche ». Ce fut loin d’être le cas, et au Soudan on se souvient encore des inondations de Khartoum !

Variation de l’espace couvert par la mousson

La péjoration pluviométrique est aussi attribuée à une réduction de la surface couverte par la mousson. Telle est la conclusion de Vittori (1973) immédiatement après la sécheresse de 1972 : « l’anticyclone des Açores s’est maintenu tout le mois de juillet à des latitudes très basses, entravant la pénétration de la mousson ». Cette assertion a été maintes fois reprise tant l’influence d’une moindre extension du flux de mousson paraît évidente. Selon Newell et Kidson (1984) le flux de mousson de basses couches est moins épais et plus faible pendant les années sèches, tandis que Sagna (1994) dans une étude réalisée sur la période 1974-1993 montre que la variabilité interannuelle est relativement faible et que l’épaisseur du flux de mousson au Sénégal « n’est pas un indicateur d’une année pluvieuse ou sèche ». Sachant que le creusement et la localisation des dépressions thermiques (situées sur le Sahara en été) qui attirent la mousson obéissent à des causes géographiques et cosmiques inchangées, une éventuelle modification de l’extension de la mousson devrait résulter : – soit d’une réduction de puissance du flux de mousson (donc du dynamisme de l’alizé austral) – soit d’un dynamisme accru de l’alizé boréal s’opposant à l’invasion de mousson – soit d’un étirement vers le sud de l’EMI, ou bien d’un glissement d’ensemble vers le sud de la structure tropicale. Ces questions restent posées.

Variation de vitesse du JEA (jet d’est africain)

La pluviométrie a été mise en relation avec le JEA qui surmonte l’EMI (fig. 51). Ce noyau de vent des couches moyennes est situé de décembre à février au voisinage de 5° N, en avril-mai vers 7-8° N, il atteint sa position extrême vers 15-16° N en juillet-août (au-dessus du Sahel), et il est de retour en septembre vers 12-13° N migrant ensuite rapidement vers le sud (Leroux, 1974 et 1983). Il ne mérite pas le qualificatif de jet, sa vitesse maximale moyenne atteignant 50 km/h en septembre, mais il est animé par des noyaux d’accélération de vitesse instantanée plus élevée. Le JEA est alimenté à la fois par l’alizé boréal qui surmonte la mousson, et par la mousson dont l’énergie potentielle est libérée lors du passage des perturbations (lignes de grains). Les fortes vitesses du flux d’est se situent immédiatement au-dessus de la mousson et renforcent le cisaillement de vent.

La relation établie entre le JEA et la pluie (en valeurs moyennes) se manifeste par : « une fréquente coïncidence entre déficits pluviométriques et une allure rapide du JEA » (Leroux, 1974). Quelle est la signification de cette relation présumée ? Si l’on considère les phénomènes à l’échelle moyenne, le JEA devient (artificiellement) une entité indépendante, capable de moduler la pluviométrie à son gré, en conditionnant la vigueur du cisaillement… mais il reste alors à expliquer, son origine, ses variations de vitesse instantanée, et sa migration annuelle. Dans ce cas, sans référence directe avec la dynamique réelle des phénomènes, l’analyse ne peut dépasser le stade de la covariation statistique entre vent et pluie. Si l’on examine les phénomènes à l’échelle synoptique, fondée sur l’observation directe, le JEA statistique s’efface au profit de noyaux de vent de vitesse élevée. C’est d’ailleurs entre ces noyaux (dans une rupture du jet) que se développent les lignes de grains, la perturbation étant précédée et suivie de noyaux d’accélération (fig. 50). Cette approche débouche sur l’établissement d’une corrélation causale entre les précipitations et les noyaux de vent fort, mais inverse de la précédente, puisqu’un JEA plus fort favorise le déclenchement des lignes de grains.

Variation de vitesse du JET (jet d’est tropical)

L’EMV qui réunit les conditions énergétiques et structurales optimales est surmonté par le JET (fig. 51). Le jet d’est tropical a été découvert par Koteswaram (1958), présenté par Flohn (1964) et analysé sur l’Afrique par Leroux (1974). Sur l’Afrique le JET est formé de deux courants plus ou moins bien individualisés. Le JET d’origine asiatique se prolonge sur l’Afrique pendant la période estivale, vers l’altitude moyenne 100 hPa et il est centré en août vers la latitude 15° N. Son altitude est plus élevée et sa latitude décalée vers le nord, en raison de l’élévation et de la latitude des hautes terres asiatiques où il prend alors naissance. Le JET africain est situé vers l’altitude 200 hPa et à une latitude plus méridionale, en raison de la moindre migration de l’EMV (cf. fig. 16).

Le JET a été analysé pour expliquer l’aridité saharienne et la diminution de la pluviométrie sahélienne, par la subsidence associée. Pour Citeau et al. (1986) « il apparaît qu’une sécheresse puisse être associée… à un JET faible, la situation étant opposée en année humide ». La même conclusion concerne le JET asiatique car, selon Chen et Van Loon (1987) « le jet est généralement plus faible pendant les étés […] où […] la sécheresse intervient sur le subcontinent indien ». Le jet asiatique est alimenté par la libération de chaleur latente de la mousson indienne : il est donc plus faible lorsque les précipitations sont moins abondantes. Le JET africain est aussi alimenté par la libération d’énergie dans la structure EMV : des pluies faibles sont donc aussi associées à un jet faible. L’unité du complexe Afrique/Asie qui entraîne dans un même mouvement les circulations de mousson atlantique et indienne est plus ou moins étroite selon les échelles de temps, mais en Afrique comme en Inde la pluviométrie moyenne s’améliore jusque vers les années 1950-1960 (avec des totaux supérieurs à la normale), et se dégrade depuis les années 1970 (Mooley et Shukla, 1987).

« Cellule de Walker », effet de serre, el niño ?

L’existence d’une circulation zonale, dite « cellule de Walker », est initialement supposée à proximité de l’équateur, au-dessus du Pacifique (cf. I-3). Ce concept hypothétique est appliqué à l’Afrique par Flohn (1971) sur le bassin du Congo. Sans la moindre démonstration, extension en est faite à l’Afrique occidentale (Lambergeon et al., 1981), sous la forme d’un schéma assorti de nombreux points d’interrogation, justifiés. Puis les réserves initiales s’évanouissent et on en arrive à associer une pluviométrie globalement déficitaire sur l’Afrique de l’Ouest avec un « renforcement et/ou un déplacement vers l’est de la branche subsidente de la cellule atlantique de type Walker » (Janicot, 1990). L’existence de cette cellule atlantique n’a jamais été démontrée, pas plus que celle d’une quelconque cellule zonale au-dessus de l’Afrique (Leroux, 1994). Ce concept (irréaliste) qui suppose une dissymétrie pluviométrique selon les longitudes entre l’est et l’ouest de l’Afrique, serait d’ailleurs dans l’incapacité totale d’expliquer le glissement général des isohyètes en latitude, en direction du sud.

L’effet de serre et les pluies sahéliennes sont-elles corrélées ? Toutes les périodes chaudes ont été pluvieuses (et inversement) de la période du Nil sauvage et de l’Optimum Climatique Holocène (cf. III-2) au Moyen Age (Toupet, 1992), jusqu’à l’optimum climatique contemporain des années 1930-60. L’assèchement du Sahel qui est réel pose d’ailleurs le problème de la réalité du présumé réchauffement récent. La sécheresse sahélienne est-elle aussi corrélée avec le lointain el niño (ou ENSO) comme le propose la mode actuelle ? Si l’on peut noter que des forts ENSO apparaissent souvent synchrones de sécheresses importantes au Sahel, en revanche aucune influence inhibitrice ni aucun lien physique direct ne peuvent être démontrés, mais une covariation peut être supposée (cf. III-3-C).

En ce qui concerne les relations binaires précédentes, on peut remarquer :

• que la relation proposée est parfois contraire au processus physique reconnu, comme la relation albedo/subsidence, ou repose sur un concept non démontré comme les présumées cellules dites « de Walker »,

• que le poids de la perception statistique (c’est-à-dire à l’échelle des moyennes) est très vivace, les mécanismes réels n’étant pas pris en considération, lorsqu’il s’agit du JEA, ou du JET, ou d’une manière générale des mécanismes de la pluviogenèse,

• que les corrélations évoquées n’ont de valeur que statistique, mais non physique, et que les co-relations présumées ne sont en réalité que des covariations, c’est-à-dire que deux paramètres ont une variation commune, mais obéissent conjointement à une cause extérieure (non définie).

En conclusion ces relations binaires n’apportent pas d’explication à la sécheresse sahélienne, mais elles constituent des composantes d’importances inégales de la variabilité pluviométrique. Elles pouvaient être évoquées (avec réserves) tant qu’on n’avait pas pris la mesure de l’ampleur du phénomène. Elles ne le peuvent plus maintenant que l’on connaît le glissement d’ensemble vers le sud des isohyètes, qui s’inscrit dans un autre cadre que celui de l’Afrique, celui de la circulation générale.

Le glissement vers le sud des structures pluviogènes

Une évidence s’impose : il s’agit du glissement vers le sud des isohyètes (fig. 82), et par conséquent d’une migration d’ensemble des structures pluviogènes, de l’Atlantique à l’Ethiopie. L’évolution pluviométrique récente intéresse aussi bien la structure EMI que la structure EMV, le décalage de la structure pluviogénique optimale étant démontré par la nette décroissance des fortes pluies, et par la forte empreinte des latitudes 10-12° N dans les déficits. Lamb (1978) avait noté lors des années sèches un décalage vers le sud de 200-300 km du talweg équatorial (c’est-à-dire de l’EMV). L’observation de la réalité synoptique, et intra – ou inter – saisonnière, montre la perpétuelle alternance des pulsations boréales et australes qui accompagne la progression ou le retrait de la mousson, de l’EMI et de l’EMV sur l’Afrique. La dynamique réelle des précipitations permet de déterminer, par rapport à un schéma moyen (fig. 46), différents scénarios de pluviosité (fig. 84, d’après Leroux, 1970) :

• lorsque l’EMV est maintenu dans une position plus méridionale, le déficit est généralisé, sauf éventuellement sur le sud de l’Afrique occidentale où la saison peu pluvieuse estivale est écourtée (figure 84-a),

• lorsque l’EMV remonte davantage vers le nord l’excédent est généralisé, notamment dans le domaine sud-soudanien qui bénéficie de sa présence prolongée, mais la partie sud est défavorisée par l’allongement de la saison peu pluvieuse d’été (figure 84-b),

• lorsque l’EMV séjourne plus longuement sur sa position moyenne d’août la zone 10-12° N bénéficie de pluies excédentaires, tandis que de part et d’autre la pluviométrie est diversement déficitaire (figure 84-c).

FIG. 84 – Variabilité des précipitations en Afrique occidentale (schémas).

Ces schémas, qui expliquent la variation saisonnière et les cachets particuliers des hivernages, sont simplement fondés sur les variations de puissance et de position en latitude des agglutinations anticycloniques. Lambergeon (1977) a confirmé que « lorsque les pressions sont à la fois fortes à Abidjan et faibles à Nouadhibou les pluies sont supérieures à leurs normales sur les régions du Sahel ». En raison de l’ampleur et de la durée de la sécheresse, c’est le scénario « a » de la fig. 84 qui est susceptible d’expliquer non seulement la baisse des pluies sahéliennes, mais aussi la péjoration soudanienne, voire guinéenne. Le glissement vers le sud de la structure EMV, dont la disposition est zonale (fig. 16), entraîne à son tour l’étirement de la structure EMI. Ces scénarios, proposés en 1970, posaient alors de nombreuses questions, sur l’origine des centres d’action, sur la structure verticale de l’EM et sur la dynamique des échanges méridiens. Des réponses ont été progressivement apportées, notamment sur les variations de puissance des AA (cf. I-2-B), sur l’indépendance de l’EMV vis-à-vis des conditions de surface (cf. II-5) et sur son appartenance à la circulation générale dont l’intensité détermine sa position en latitude.

La Grande Sécheresse sahélienne relève ainsi d’une modification de la circulation générale. En témoigne l’augmentation de puissance des AA, notamment celle dite des Açores dont la hausse de pression est remarquable (Flohn et al., 1990 ; frenberth, 1991) ; cette hausse régulière est par exemple observable à Nouadhibou en Mauritanie (fig. 85), et se propage vers l’intérieur au Sénégal et au Mali (Leroux, 1993 ; Ndong et Dione, 1994). La hausse de pression notée sur la Méditerranée orientale (Makrogiannis et Sahsamanoglou, 1990) s’étend vers le sud sur l’Afrique soudanaise (Omar Haroun, 1994), et elle est encore nette bien qu’atténuée à Djibouti vers 11° N (fig. 86). Cette hausse de pression est générale sur le nord de l’Afrique, à Timimoun par exemple à l’échelle des moyennes annuelles (fig. 87), et à Tamanrasset située à la limite de pénétration de la mousson pendant les mois de juillet et d’août (fig. 88). Les hausses de pression les plus marquées correspondent aux baisses pluviométriques sahéliennes les plus accusées. Dans le même temps, comme en témoignent les pressions de trois stations littorales d’Afrique australe (fig. 89), le dynamisme de l’alizé austral/mousson atlantique ne semble pas en mesure de s’opposer à l’augmentation de puissance boréale (comme le montre la baisse de la pression à partir des années 1970 à Lüderitz et Walvis Bay). Il reste à déterminer si l’hémisphère sud joue un rôle passif ou actif dans la sécheresse sahélienne, et à analyser les interférences entre les deux dynamiques antagonistes.

FIG. 85 – Évolution de la pression moyenne annuelle à Nouadhibou (21° N), Mauritanie (1960-1992).

FIG. 86 – Évolution de la pression moyenne annuelle à Djibouti (11° N) de 1956 à 1990.

FIG. 87 – Évolution de la pression moyenne annuelle à Timimoun (29° N, 0° Gr.), Algérie, de 1961 à 1990.

FIG. 88 – Évolution de la pression moyenne mensuelle de juillet (J) et août (A) à Tamanrasset (23° N et 1 377 m), Algérie, de 1961 à 1990.

FIG. 89 – Évolution de la pression moyenne annuelle à Port Nolloth (P. N., 29° S, Afrique du Sud), à Lüderitz (Lüd., 27° S, Namibie) et à Walvis Bay (W. B., 23° S, Namibie) de 1946 à 1992.

Le déplacement de la structure tropicale vers le sud, de l’ordre de 200 à 300 km, est insignifiant à l’échelle de la circulation générale, mais il est capital pour la survie d’une zone marginale comme le Sahel. En fait la Grande Sècheresse sahélienne constitue le révélateur d’un retour progressif (et dramatique) aux conditions qui régnaient avant l’optimum climatique contemporain. Les mesures sont rarement assez anciennes pour restituer cette évolution (comme à Saint-Louis où le maximum pluviométrique se situe dans les années 1930, fig. 81), mais des relations décrivent la situation du siècle dernier (lors de la fin du « petit âge de glace », fig. 65) dans les îles du Cap-Vert, si vulnérables au moindre changement dynamique : « Mais que de fois la sécheresse et le manque de récoltes ont amené d’effroyables famines !… La famine qui régna dans l’île Sao-Thiago… de 1831 à 1833 fit périr le cinquième des insulaires. Les famines de 1846, 1864 et 1865 décimèrent la population : quand les pluies attendues ne viennent pas rafraîchir le sol, la faim se dresse menaçante » (in Elisée Reclus, Géographie Universelle, 1887). La situation actuelle n’est heureusement pas aussi dramatique, ni exactement comparable à tous les points de vue, sauf en ce qui concerne la dynamique aérologique.

Il reste à déterminer pourquoi la structure tropicale, notamment l’EMV, s’est décalée vers le sud depuis les années 1970. La cause d’une modification de la circulation générale qui commande la position de l’EMV se situe en dehors de l’Afrique.

B – L’ÉVOLUTION CLIMATIQUE DE L’ESPACE ATLANTIQUE NORD-EUROPE-MÉDITERRANÉE

L’espace aérologique de l’Atlantique nord (fig. 17), constitué par l’Arctique, l’Amérique du Nord (à l’est des Rocheuses), l’Atlantique, les façades occidentales de l’Europe et de l’Afrique, forme une unité de circulation bien individualisée régie par la même dynamique. Dans cet espace atlantique qui se prolonge sur l’Europe et la Méditerranée, l’évolution climatique récente n’est pas uniforme (fig. 90). On observe, selon les régions, des évolutions bien marquées et très diverses.

FIG. 90 – Espace aérologique de l’Atlantique nord : tendances climatiques régionales récentes et dynamique de la circulation.

Les évolutions climatiques régionales récentes

Arctique

Le bassin arctique a connu selon Wallen (1984) « le changement climatique le plus spectaculaire », au Spitzberg par exemple « la température moyenne de janvier des années 1930 était entre 7 et 8° C supérieure à ce qu’elle était vers 1915 et à nouveau plus tard dans les années 1970 ». Profitant de ces conditions forêt et agriculture s’étendent vers le nord dans les années 1930 dans la prairie canadienne et dans les années 1940 et le début des années 1950 dans le nord de la Finlande sur des terres non-cultivées auparavant (Wallen, 1984), terres qui seront abandonnées dans les années 1960 avec la détérioration du climat. Il faut souligner un mouvement identique des populations vers le nord à la faveur de l’optimum pluviométrique, puis vers le sud avec la sécheresse, dans le Sahel (Toupet, 1992). Après s’être réchauffé rapidement jusque vers les années 1930-40, l’Arctique se refroidit lentement, en toutes saisons (fig. 91 ; Rogers, 1989), mais particulièrement en hiver et en automne. Dans l’Arctique occidental, dont partent plus des 3/4 des AMP qui traversent l’espace atlantique, entre 1950 et 1990, la chute de température a atteint : -4,4° C en hiver et -4,9° C en automne, avec un degré de confiance de 0,97 et 0,96 (Kahl et al, 1993). Un réchauffement aussi net est par contre observé à 850 hPa et 700 hPa, c’est-à-dire au-dessus des AMP (cf. II-1).

FIG. 91 – Evolution des températures hivernales et estivales dans l’Atlantique arctique de 1900 à 1988 – moyennes mobiles quinquennales (d’après Rogers, 1989).

Amérique du Nord, Groenland, est du Canada et des États-Unis

On observe dans ce vaste domaine nord-américain (à l’est des Rocheuses) :

• Un refroidissement dans l’Arctique canadien et dans l’est du Canada (Gachon, 1994 ; Litynski, 1994). Les records de froid sont constamment battus, notamment au cours de l’hiver 1993-94 où le Québec a connu le plus sévère de tous ses hivers (WMO, 1995). La baisse maximale de température est enregistrée dans les Provinces Maritimes (Gullett et Skinner, 1992), l’intensité du froid s’accentuant au cours des années : 1958-62, 1972-74, 1983-85, 1991-92 (fig. 92 ; Morgan et al, 1993). La même évolution est également observée au Groenland (WMO, 1992 ; Morgan et al., 1993). Le Programme canadien sur le changement global (CGCP), pour qui le réchauffement annoncé ne soulevait jusqu’alors aucun doute, arrive en fin 1994 à cette conclusion : « il serait prématuré de développer des réponses nationales pour anticiper un réchauffement global quand tant de régions dans l’Atlantique nord, le nord-ouest de l’Europe et le nord de l’Amérique indiquent, non un réchauffement, mais une tendance au refroidissement ». La baisse de la température s’accompagne d’une augmentation continue de la pression, plus marquée en automne et en hiver dans l’est du Canada (fig. 93 ; Gachon, 1994). Aux Etats-Unis, où le réchauffement n’est pas observé (sauf sur le littoral ouest), toute la partie centrale, orientale et le pourtour du Golfe du Mexique, observent une tendance continue au refroidissement (fig. 94 ; Kukla, 1989). La baisse hivernale atteint sur la période 1920-1984 à « Lewisburg dans le Tennessee le refroidissement record de -3,88° C » (Balling et Idso, 1989). À West-Lafayette (Indiana) l’année 1931 a été la plus chaude de la période 1900-1989 et la température décroît depuis cette date (Agee, 1991), tandis que dans les États du Golfe du Mexique les décennies récentes apparaissent légèrement plus froides que le reste de la période 1799-1988 (Erhardt, 1990). Les vagues de froid atteignant le Golfe du Mexique, peu sévères pendant les années 1950, se sont aggravées depuis les années 1970, plus de 80 % des gelées sévères des agrumes de Floride étant associées (à plus de 80 %) à des AMP dont la pression centrale dépasse 1 045 hPa ; les gelées les plus sévères tendent à se regrouper dans les années 1890 et depuis 1977 (Rogers et Rôhli, 1991).

FIG. 92 – Évolution des anomalies de température dans les Provinces Maritimes du Canada (d’après Morgan et al., 1993).

FIG. 93 – Évolution de la pression moyenne annuelle dans l’Est du Canada, à Montréal, Sept-Îles et Halifax (d’après Gachon, 1994).

FIG. 94 – Évolution des températures dans la partie orientale des États-Unis (d’après Kukla, 1989).

• Une augmentation de fréquence des perturbations violentes, blizzards et tornades :

— Blizzards : les 12-14 mars 1993 (fig. 29) se produit le « blizzard du siècle » (Forbes et al, 1993), un événement identique survient à nouveau le 17 janvier 1994, puis encore le 7 janvier 1996, tandis que le précédent « blizzard du siècle » remontait à 1888 (Kocin, 1988). Ces événements dramatiques s’inscrivent dans une hausse continue de la fréquence des tempêtes violentes depuis 1965, en liaison avec « des intrusions d’air froid plus fréquentes » atteignant la côte atlantique des États-Unis (Davis et al., 1993).

— Tornades : formées sur la face avant des AMP au contact de l’air froid et de l’air humide venant du Golfe du Mexique (cf. II-2), les tornades sont en forte augmentation au cours de la période 1953-91 (fig. 95 ; WMO, 1992), l’année 1992 apportant un nouveau record dans le nombre de tornades (WMO, 1995).

FIG. 95 – Evolution du nombre des tornades aux États-Unis de 1953 à 1991 (WMO, 1992).

Nord-est de l’Atlantique

Située entre Groenland et Scandinavie, à l’écart de la trajectoire des AMP descendus à l’ouest du Groenland (les plus fréquents), mais sur la route des descentes polaires directes (trajectoire Scandinave) moins fréquentes, et à l’emplacement de la dépression statistique dite « d’Islande », cette région enregistre une évolution originale :

• une hausse continue de la température (fig. 96), qui au cours des trois dernières décennies atteint 2° C à l’échelle des valeurs moyennes annuelles, tandis qu’à l’échelle saisonnière la hausse la plus forte est observée en hiver (Reynaud, 1994),

FIG. 96 – Évolution récente (1962-1992) de la température (en°C) de l’Islande à la Scandinavie a – températures moyennes annuelles, b – températures hivernales (DJF) (d’après Reynaud, 1994) Stations : 1. Reykjavik, 2. Dalatangi, 3. Jan Mayen, 4. Lufthaven, 5. Vardo, 6. Hammerfest, 7. Trömso, 8. Oslo, 9. Kiruna, 10. Boden, 11. halo, 12. Rovaniemi, 13. Kaunas.

• une augmentation continue des précipitations (fig. 97),

FIG. 97 – Évolution des précipitations à Reykjavik (Islande) et Hopen (Spitzberg-Svaltard).

• une baisse continue de la pression (fig. 98), la plus forte baisse étant également observée en hiver, atteignant plus de 6 hPa de chute au sud-est de la côte du Groenland de 1962 à 1988 (Flohn et al, 1990). Confirmant cette tendance, entre l’Islande et l’Ecosse, le 10 janvier 1993, la pression a été inférieure à 915 hPa « la valeur la plus faible jamais relevée dans cette région » (Mansfield, 1993 ; WMO, 1994). Le nombre de tempêtes hivernales (de novembre à mars), de pression inférieure à 950 hPa, a augmenté de façon remarquable de 1956 à 1993 (fig. 99 ; Franke in WMO, 1995).

FIG. 98 – Évolution récente (1962-1992) de la pression (en hPa) de l’Islande à la Scandinavie ; a – pressions moyennes annuelles, b – pressions hivernales (DJF) (d’après Reynaud, 1994) (Stations : voir fig. 96).

Atlantique

On y observe nettement :

• Une forte tendance au refroidissement depuis les années 1960 (Gordon et al, 1992), dans l’air (Jones, 1990), comme dans l’eau (Folland et al., 1990), du Groenland jusqu’à l’Europe, Deser et Blackmon (1993) observant en hiver « un réchauffement de 1920 à 1950, et un refroidissement de 1950 à nos jours ».

FIG. 99 – Nombre de tempêtes hivernales, de pression inférieure à 950 hPa, dans l’Atlantique nord, de 1956 à 1993 (d’après Franke, Deut. Wetterd., in WMO, 1995).

• À l’emplacement de l’agglutination anticyclonique est-atlantique (dite « des Açores »), une hausse continue de la pression (Flohn et al, 1990 ; Trenberth, 1991), surtout sur la façade orientale de l’agglutination où la compression est plus forte (fig. 100).

FIG. 100 – Évolution de la pression à Santa Cruz de Tenerife (Canaries), de 1961 à 1990.

Europe et Méditerranée

Sur l’Europe occidentale (cf. ci-dessus pour la France, fig. 78), la période 1931-60 a été « exceptionnellement chaude » (Schuurmans, 1984), suivie par une alternance dans les années 1980 de records de froid et de records de chaud, l’Europe occidentale ayant plutôt tendance à se réchauffer, l’Europe centrale à se refroidir, de la Scandinavie jusqu’à la Méditerranée orientale.

Sur le bassin méditerranéen la température s’est élevée jusqu’à la décennie 1940-50, et depuis « montre une diminution marquée » (Maheras, 1989), la baisse moyenne étant de l’ordre de – 0,5° C (Jones, 1990). Le rafraîchissement est attesté par les données de Belgrade (période 1888-1988) où la température décroît depuis les années 1970 (Unkasevic, 1990), par celles de Rome, Athènes et Jérusalem où sur plus d’un siècle les années 1930 ont été les plus chaudes, tandis que la tendance au refroidissement est constante depuis (Arseni-Papadi-mitriou et Maheras, 1991). À Jérusalem les températures hivernales enregistrent en 1992-93 leurs records inférieurs sur la période 1865-1993 (-3,5° C par rapport à la normale 1961-90), Israël a alors connu le pire hiver depuis plus de 100 ans, la neige est tombée pour la première fois sur les montagnes bordant le nord de la Mer Rouge, à proximité d’Eilat et sur le nord de l’Arabie (WMO, 1995). Une situation de sécheresse récente règne sur la Méditerranée, notamment sur l’Italie où elle est attribuée par Conte et Palmieri (1990) à « une lente invasion d’une cellule anticyclonique subtropicale », sur l’Algérie depuis deux décennies (Djellouli et Daget, 1993), et sur la Grèce où le déficit pluviométrique devient préoccupant (Maheras et al., 1989 ; Nalbantis et al., 1993), une baisse remarquable se manifestant en moyenne depuis les années 1960 (Nastos, 1993).

FIG. 101 – Évolution de la pression à Berne (Suisse) de I960 à 1992.

La hausse de pression est forte, constante et générale sur l’Europe occidentale (fig. 80 sur la France et fig. 101 à Berne) et sur l’Europe centrale (fig. 102 ; Aubert, 1994). La hausse se propage plus au sud sur la Grèce, comme sur l’ensemble du bassin méditerranéen (Makrogiannis et al, 1990). Les pressions élevées, lorsque se forment des agglutinations anticycloniques estivales ou hivernales, expliquent les sécheresses prolongées et, en partie, les fortes températures maximales observées. La hausse de pression s’étend plus au sud sur l’Afrique septentrionale (Leroux, 1993), tandis que les températures hivernales baissent régulièrement sur le Soudan (Omar Haroun, 1994), ou occasionnellement de manière accusée comme en janvier 1993 lorsque des températures proches de 0° C ont fait 17 victimes à Kaduna au Nigéria (WMO, 1995).

FIG. 102 – Évolution de la pression à Constantza (Roumanie) de 1920 à 1992 (d’après Aubert, 1994).

La dynamique du temps et du climat dans l’espace atlantique nord

Dans cet espace aérologique les évolutions climatiques sont diverses, et résultent de la dynamique des AMP (fig. 90). L’origine dynamique de cette diversité est incontestable : c’est en hiver quand les AMP sont plus puissants que dans l’Atlantique nord-est la hausse de température est la plus élevée (fig. 96-b), et que la baisse des pressions est la plus accentuée (fig. 98-b), la déviation d’air chaud et humide vers le nord étant accélérée. Les AMP étant originaires de l’Arctique, on peut rappeler les mécanismes suivants, vérifiés à l’échelle saisonnière :

• l’Arctique est relativement moins froid, les AMP sont moins puissants, les agglutinations anticycloniques sont plus faibles, les échanges méridiens sont ralentis,

• l’Arctique est plus froid, les AMP sont initialement plus puissants, les agglutinations anticycloniques sont plus fréquentes et étendues, les échanges méridiens sont intensifiés.

Ces mécanismes sont, toutes proportions gardées, exprimés par les modes rapide et lent de la circulation générale (fig. 70 et 72 in III-2). Sachant que la valeur moyenne de la pression représente le bilan des baisses et des hausses qui précèdent et accompagnent le passage des AMP, le paramètre pression de surface offre un écho – assourdi – de l’incessante circulation des AMP. Le bilan des variations synoptiques de la pression, représenté par la moyenne des pressions qui repose sur un nombre considérable de données, confère ainsi à la moindre variation de la pression de surface un caractère particulièrement représentatif de la dynamique des échanges méridiens.

Le refroidissement de l’Arctique (fig. 91) augmente la puissance et la fréquence des AMP, l’exportation d’air froid est en constant accroissement, Flohn et al. (1990) soulignant la « hausse de l’énergie cinétique » sur l’Atlantique nord et le Pacifique nord, Serreze et al. (1993) observent une augmentation significative du nombre d’anticyclones formés au nord de 65° N (fig. 103) au cours de la période 1952-1989, au printemps, en été et en automne (en hiver le comptage est malaisé car les anticyclones débordent rapidement au-delà de cette latitude). La même tendance à la hausse est observée dans le nombre des dépressions, sur la face avant des anticyclones mobiles. Cette intensification des échanges méridiens est confirmée par le réchauffement (+ 3,74° C) observé par Kahl et al. (1993), au-dessus des AMP dans l’air dévié vers le pôle, dans la couche 850-700 hPa.

FIG. 103 – Évolution du nombre d’anticyclones formés au nord de 65° N, de 1952 à 1988, (d’après Serreze et al, 1993).

En fonction de l’intensité du déficit thermique arctique (fig. 104-a) deux types principaux d’évolution climatique sont envisageables. Les courbes schématiques, aux pentes inversées de part et d’autre de l’optimum climatique contemporain des années 1930-1960 (1930-40 dans l’Arctique, 1940-50 voire 1960 en allant vers le sud), représentent l’évolution de l’intensité des échanges méridiens, de la dynamique et de la violence des perturbations, des températures, des précipitations et des pressions.

FIG. 104 – Tendances climatiques dans l’espace Atlantique nord-Europe-Méditerranée (schémas).

Sur la trajectoire des AMP (fig. 104-c)

Les AMP propagent le froid et la hausse de pression sur l’Amérique du Nord, les contrastes accrus entre masses d’air augmentent la fréquence des perturbations violentes (blizzards et tornades). Le refroidissement, plus prononcé en hiver, est propagé vers l’Atlantique, dans l’air et dans l’eau, une correspondance étant observée entre « eaux froides et pressions plus élevées » (Gordon et al., 1992), Deser et Blackmon (1993) remarquent la coïncidence entre vents plus forts et basses températures depuis 1950, Kushnir (1991, in Gordon, 1992) souligne que « les années avec des températures marines de surface (TMS) chaudes sont caractérisées par des pressions inférieures à la normale », alors que « la situation opposée tend à prévaloir avec des TMS froides ». L’intensification continue du transport par les AMP se traduit par une hausse continue de pression dans l’AA atlantique, et une extension du caractère anticyclonique vers le sud sur les îles du Cap-Vert. Sur l’Europe, la hausse de pression est en moyenne supérieure à 2 hPa au cours de la période 1960-92 (Leroux, 1993), et en fonction des conditions d’écoulement peut excéder 3 hPa comme à Berne (fig. 101) où l’air est bloqué entre Jura et Alpes, augmentations considérables puisqu’il s’agit de valeurs moyennes annuelles. Sur l’Europe centrale l’évolution de la pression à Constantza en Roumanie (fig. 102) est remarquable, baissant jusqu’aux années chaudes 1950-60 et augmentant depuis de façon continue et forte, la hausse de pression étant de 6 hPa entre 1966 et 1972. L’augmentation de pression se propage sur la Méditerranée, puis s’étend sur l’Afrique septentrionale où elle se traduit par un décalage d’ensemble des structures pluviogènes tropicales.

Au nord de la trajectoire des AMP (fig. 104-b)

Les flux déviés sur la face avant des AMP propagent l’air chaud, et le potentiel précipitable, vers le pôle sur la façade orientale de l’Atlantique. L’intensification des échanges méridiens entraîne une baisse de pression proportionnelle à la hausse de puissance des AMP (cf. fig. 24), le réchauffement et l’augmentation des pluies dans les régions balayées par les remontées (dépressionnaires) sur la face avant et au-dessus des anticyclones mobiles. L’Atlantique nord-est n’est cependant pas à l’abri des AMP Scandinaves de trajectoire méridienne, moins nombreux.

L’Europe occidentale et notamment la France, en position intermédiaire, enregistre à la fois la hausse de température associée aux flux déviés vers le pôle, en partie la hausse des pluies, mais aussi la hausse de pression qui accompagne les AMP et leurs agglutinations. À partir de la Scandinavie commence une autre unité de circulation (fig. 17), les AMP scandinaves propageant froid et hausse de pression vers les Balkans et le bassin oriental de la Méditerranée.

Les schémas de la figure 104 s’appliquent à toutes les échelles de temps, de l’échelle synoptique à saisonnière, de l’évolution récente à l’échelle paléoclimatique. Toute modification de l’intensité de l’écoulement initial d’air froid est répercutée sur les autres paramètres. La courbe de pression de Constantza (fig. 102), comparée à celle des températures arctiques (fig. 91) et est-canadiennes (fig. 92), est particulièrement éloquente : la pression baisse quand la température augmente jusqu’à l’optimum climatique, la hausse de pression est ensuite rapide, associée au refroidissement qui suit. Les tendances, positives ou négatives, sont accentuées lors des périodes froides observées au débouché canadien vers l’Atlantique (fig. 92) : dans les années 1970-74, 1980-85, et depuis 1989. L’évolution de la pression est partout identique dans ses grandes lignes au cours de la période 1960-1992 : variabilité interannuelle forte en début de période, de plus en plus réduite ensuite, les hausses à un niveau de plus en plus élevé se produisant, autour des années 1973, des années 1983, et depuis les années 1989 (après une légère rémission en 1988). C’est logiquement (fig. 24), que les stations de la Mer de Norvège reproduisent en négatif cette évolution des pressions moyennes annuelles, se creusant davantage lorsque les AMP (et l’AA résultante) sont plus puissants.

De telles covariations apparaissent depuis la fin de l’optimum climatique dans les courbes présentées en exemple : dans une même station, comme à Trômso (fig. 105) où les températures maximales moyennes augmentent quand la pression baisse (indiquant une augmentation des transferts d’air chaud et du caractère cyclonique). Des covariations apparaissent également entre les stations de l’espace atlantique. La pression augmente à Nantes, Funchal et Nwadhibou, lorsqu’elle baisse corrélativement à Trômso et Reykjavik (fig. 106 et fig. 24). Quand la pression augmente à Nantes les pluies s’élèvent à Reykjavik (fig. 107), mais elles baissent au contraire à Dakar (fig. 108), et ainsi… la pluie diminue dans le Sahel lorsqu’elle augmente en Islande… Il serait naturellement hasardeux d’évoquer alors des corrélations ou relations causales, puisque la cause commune des covariations est extérieure à ces paramètres.

FIG. 105 – Évolution à Trömso (Norvège) de la température maximale moyenne et de la pression en surface de 1957 à 1992.

FIG. 106 – Évolution de la pression à Trömso (Norvège), Reykjavik (Islande), Nantes (France), Funchal (Madère) et Nwadhibou (Mauritanie).

FIG. 107 – Évolution de la pression à Nantes (France) et des pluies à Reykjavik (Islande) de 1949 à 1992.

FIG. 108 – Évolution de la pression à Nantes (France) et des pluies à Dakar (Sénégal) de 1949 à 1992.

Conclusion

La dynamique récente du temps, après l’optimum climatique contemporain, commandée par les AMP dans l’espace Atlantique nord-Europe-Méditerranée, est ainsi responsable :

• De la Grande Sécheresse du Sahel (cf. ci-dessus III-3-A). Par AMP, AA, et circulation générale interposés, le refroidissement arctique accroît le dynamisme de l’hémisphère météorologique nord et décale vers le sud les structures pluviogènes tropicales africaines. Les périodes plus froides accroissent la pression boréale et intensifient la péjoration pluviométrique, comme en 1972-73, 1982-84, et depuis 1989.

• Des évolutions climatiques diverses dans l’espace atlantique, en fonction des trajectoires suivies par les AMP, faisant évoluer de manières différentes les paramètres climatiques, provoquant hausse ou baisse des précipitations, des températures, des pressions. L’évolution des températures mérite d’être soulignée, puisque les AMP, sont paradoxalement responsables, soit d’une propagation du refroidissement, soit au contraire d’un réchauffement. Quelle est alors l’évolution thermique réelle dans cet espace aérologique, puisque des régions se réchauffent alors que (et « parce que ») d’autres se refroidissent ? Quelle est la vraie courbe d’évolution thermique de cet espace atlantique : celle de l’Arctique (fig. 91) et/ou celle de l’est-canadien (fig. 92), ou bien celle de Saint-Genis-Laval (fig. 78), qui ne s’en différencie que par la hausse des dernières décennies (depuis les années 1970) ? Quelle serait la valeur réelle (notamment en raison du poids relatif des stations retenues) d’une courbe moyenne de la température atlantique établie entre ces variations de sens opposés ? La dynamique, comme le montre sans conteste la pression, obéit à l’évolution exprimée par la figure 92 qui témoigne d’un refroidissement depuis la fin de l’optimum climatique contemporain. Quelles sont alors dans la courbe de Saint-Genis-Laval au cours des deux dernières décennies les parts respectives, du dôme de chaleur de l’agglomération lyonnaise, de l’effet de serre général supposé, et de la dynamique aérologique qui place préférentiellement la station dans les remontées d’air chaud sur la face avant des AMP atlantiques ?

Glaciers polaires et glaciers alpins

La dynamique observée dans l’Atlantique nord (mais aussi dans le Pacifique nord) facilite (toutes proportions gardées) la compréhension – en temps réel – du mécanisme de l’entrée dans une glaciation (fig. 74, in III-2). Le refroidissement arctique en intensifiant le transfert du potentiel précipitable subtropical voire tropical par les AMP plus puissants vers l’Atlantique nord-est (et vers le Pacifique nord-est/Alaska), accroît les chutes de pluie et neige dans les hautes latitudes. Les glaciologues constatent ainsi un gain de masse de glaciers du Groenland, d’Islande et de Scandinavie, gain qui confirme la hausse soutenue des précipitations (fig. 97).

Dans le même temps les glaciers alpins, qui étaient en crue il y a une vingtaine d’années, ont maintenant tendance à reculer. Les partisans du réchauffement global y voient immédiatement une preuve irréfutable de leur thèse. Mais il est ennuyeux que le réchauffement supposé entraîne la fonte des glaces dans les Alpes et simultanément l’augmentation d’épaisseur de la glace polaire ; cette proposition est d’ailleurs en contradiction avec l’hypothèse effet de serre d’une hausse plus forte de la température dans les hautes latitudes (qui favoriserait la pluie, mais non la neige) et avec les prévisions de relèvement du niveau de la mer (plus de glace interdisant cette hausse présumée)… Cette explication fondée sur le principe simpliste : « plus chaud = plus d’évaporation = plus de précipitations » ne tient pas compte de la dynamique des phénomènes, et notamment des processus de la pluviogenèse.

En fait le refroidissement arctique, qui explique aisément la crue des glaciers polaires par intensification des transferts méridiens, est aussi à l’origine mais d’une toute autre façon de la réduction de l’alimentation des glaciers alpins. Les AMP plus puissants forment des agglutinations anticycloniques plus étendues et de plus longue durée sur l’Europe où se rencontrent les trajectoires atlantiques et Scandinaves des AMP, précisément au niveau des Alpes (cf. I-2-B, fig. 10). En hiver notamment, le massif alpin (surtout sa partie nord) est souvent isolé au milieu d’un vaste couvercle anticyclonique qui rejette la pluviogenèse sur son pourtour, notamment vers la Scandinavie où les précipitations sont considérablement accrues (Leroux et al., 1992). Au-dessus des agglutinations anticycloniques (soit au-dessus de 1 000-1 500 mètres) le flux supérieur chaud (soufflant souvent du sud) et la forte insolation favorisent en revanche la fonte de la glace, été comme hiver.

Les glaciers alpins traduisent ainsi, avec un décalage plus ou moins long, les conditions pluviogéniques régionales, mais ils ne peuvent être considérés comme des indicateurs du climat global.

Quel est encore le degré de signification de la courbe calculée des températures de l’hémisphérique nord (fig. 62-a), sachant que l’espace pacifique nord, sous l’effet d’une dynamique identique, connaît la même diversité d’évolutions climatiques que l’espace atlantique nord ?

C – LA DYNAMIQUE DE L’ESPACE PACIFIQUE-EL NIÑO

L’intensification de la circulation boréale se manifeste aussi dans le Pacifique nord et se propage vers le sud dans la zone tropicale, en participant de manière déterminante aux « événements el niño ».

La dynamique aérologique de l’espace du Pacifique nord

Dans l’espace du Pacifique nord, de l’Asie jusqu’à la côte occidentale de l’Amérique du Nord au pied des Rocheuses (fig. 17) on observe au cours des dernières décennies :

— Un refroidissement de l’air et de l’eau sur la trajectoire des AMP. La Chine a connu « un réchauffement qui a culminé dans les années 1940 » et ensuite un refroidissement après cette date (Bradley et al., 1987 ; Zhang et Crowley, 1989). Les températures hivernales de 1960 à 1986 montrent une tendance au refroidissement dans le sud-est de la Chine (Xu Qun, 1989, in WMO/CMS, 1990). Le déficit thermique est très marqué au-dessus de la partie ouest de l’océan au débouché des AMP venant de l’Asie, jusqu’à -1,5° C entre 1947 et 1986 (Jones, 1990), l’été 1993 ayant été le plus froid depuis un siècle sur le japon et la Corée (WMO, 1995). La baisse est encore supérieure à 1° C pour les températures marines entre 1971 et 1987, et de l’ordre de 0,75° C pour la température de l’air dans la décennie 1977-86 (Folland et al., 1990).

• Un réchauffement le long de la côte ouest des Etats-Unis (Morgan et Pocklington, 1995), notamment en Alaska qui enregistre « la plus forte hausse des températures de surface de l’hémisphère nord » (Trenberth, 1991), la décennie 1977-86 enregistrant une hausse supérieure à 1,5° C.

• Une hausse des pressions sur la trajectoire de l’air froid, Trenberth (1990) observant que « davantage d’air plus froid migre vers le sud sur le Pacifique nord ». Inversement la dépression dite « des Aléoutiennes » est plus étendue et plus creusée, en été de 2 hPa, et en hiver « de manière remarquable de 9 hPa » entre 1961 et 1988 (Flohn et al, 1990 ; Trenberth, 1992).

Cette évolution est la résultante de l’intensification des échanges méridiens d’air et d’énergie impulsés par les AMP issus de l’Asie ou descendus par le détroit de Behring. L’Alaska offre une illustration éloquente de cette dynamique (fig. 28 et 30) : la disposition du relief protège le littoral méridional de toute invasion directe par un AMP arctique. La canalisation de la remontée accrue d’air chaud vers le nord entre, d’une part la face avant des AMP pacifiques renforcés qui se rapprochent du continent, et d’autre part l’alignement méridien des Rocheuses (photo 37), expliquent aisément la forte élévation des températures, l’abondance des précipitations et la baisse de la pression.

Le « phénomène el niño »

Le phénomène el niño est un sujet à la mode, à tel point qu’il est parfois considéré comme le responsable du climat mondial… Depuis l’épisode de 1972-73, et surtout celui de 1982-83 estimé comme ayant été « le niño du siècle », les événements el niño sont jugés responsables des désordres climatiques, pas seulement dans le Pacifique sud, mais par « les modifications de la circulation générale… sur l’ensemble des tropiques, et même sur le climat des latitudes tempérées » (Desbois, 1983). Il semble que les effets se font encore sentir jusqu’à l’Antarctique et surtout l’Arctique où l’étendue de la glace de mer aurait reflété ces événements (Glœrsen, 1995).

Le phénomène el niño, dont l’inverse est parfois appelé la niña (c’est-à-dire une situation normale), associé à l’oscillation australe, OA (ou Southern oscillation : SO, décrite par Walker, 1924) est devenu ENSO (dans sa formulation anglaise) ou ENOA. L’OA est la variation de la pression au niveau de la mer entre les deux façades du Pacifique tropical : « en termes généraux, quand la pression est élevée dans l’Océan Pacifique, elle tend à être basse dans l’Océan Indien de l’Afrique à l’Australie » (Walker et Bliss, 1932). L’OA est exprimée par la différence de pression entre Tahiti, îles de la Société (ou l’île Rapa, ou l’île de Pâques) d’une part, et Darwin, nord de l’Australie (ou Jakarta, Indonésie) d’autre part. Lorsque la pression est élevée à Tahiti, mais basse à Darwin (indice de l’OA, iOA, élevé), la température de surface de l’Océan Pacifique central au voisinage de l’équateur est basse (épisode froid, ou anti-niño), mais à l’inverse quand la différence de pression devient minimale (iOA faible) on observe une anomalie thermique superficielle chaude connue sous le nom d’el niño.

Le phénomène el niño est connu depuis des siècles (Enfield, 1989), mais « les causes de l’Oscillation Australe ne sont pas très bien comprises » (Hastenrath, 1991). L’amplification par les médias ne facilite pas la compréhension, mais charge plutôt l’ENSO (ENOA), parce que le phénomène n’est toujours pas expliqué, d’un caractère mystérieux (mais aussi de responsabilités qu’il ne peut pas avoir). C’est sans doute, avec le caractère essentiellement statistique des analyses, ce qui lui a permis d’être souvent considéré comme la cause des anomalies climatiques à la surface du globe. Il est donc nécessaire de se garder de tout sensationnalisme, pour en examiner sous l’angle de la dynamique les composantes aérologiques et océanographiques.

Les composantes d’el niño dans le Pacifique oriental

Le long des côtes du Chili, du Pérou et de l’Équateur l’alizé maritime, en écartant l’eau de surface du rivage, provoque un vide relatif et la remontée d’eaux venant d’une profondeur de 100 à 200 mètres (upwelling). Ces eaux fournissent de grandes quantités d’éléments nutritifs, en se réchauffant libèrent progressivement du gaz carbonique (sachant que le taux de CO₂ est plus élevé dans les eaux froides), et entretiennent une riche prairie planctonique qui attire les poissons, les oiseaux et les pêcheurs. Tous les ans « un faible courant côtier, à l’époque de Noël, s’écoule en direction du sud » (Wyrtki, 1979) jusqu’au nord du Pérou et se retire en avril. Episodiquement, à intervalles irréguliers, le courant d’el niño est plus fort et descend davantage vers le sud. Les eaux fraîches sont alors remplacées par des eaux chaudes, les poissons disparaissent, les oiseaux (fournisseurs du précieux guano) meurent, et les filets des pêcheurs reviennent vides. Dans le même temps de fortes précipitations, parfois diluviennes, tombent sur les régions littorales de l’Equateur et du nord du Pérou et sur les îles Galapagos, régions habituellement peu ou non pluvieuses (tabl. 17, in II-4). Traditionnellement, d’un point de vue agricole, une année avec niño était ainsi considérée comme une année d’abondance (año de abundancia). Le développement de la pêche industrielle et son importance dans l’économie du Pérou a fait qu’aujourd’hui un el niño fort est au contraire considéré comme une catastrophe, l’accent étant par ailleurs mis sur les aspects négatifs, sur les inondations locales plutôt que sur l’amélioration pluviométrique générale.

En situation normale d’hiver boréal (fig. 109), les alizés nord et sud poussent vers l’ouest le courant de Californie qui devient nord-équatorial (CNE) et le courant du Pérou (ou de Humboldt) qui devient sud-équatorial (CSE). Le vide relatif est compensé par le contre-courant équatorial (CCE) qui revient vers l’est sous la zone de calmes liée à l’EMV. Ainsi l’isthme américain est baigné par des eaux chaudes, entre deux courants froids. Une telle configuration océanique s’observe dans l’Atlantique où le CCE devient le courant de Guinée (fig. 15 et 16). La structure de l’EM est très proche d’un EMV (fig. 13) et déverse des précipitations abondantes à proximité de l’équateur, supérieures à 6 mètres par an à Buenaventura (Colombie) vers 4° N. Mais ses largesses pluviométriques déclinent rapidement en direction du sud (tabl. 19) au fur et à mesure que s’impose l’inversion d’alizé austral. À Quito (2 818 m), qui se trouve au niveau (et même au-dessus) des formations nuageuses des couches moyennes, l’EMV passe (en direction du sud) en octobre-novembre, et repasse ensuite (vers le nord) en avril. La forte pluviosité à Quayaquil en janvier marque le passage de l’EMV, le fléchissement des pluies de février traduit la poursuite (légère) du glissement vers le sud, et le maximum de mars témoigne du retour de l’EMV vers le nord. En hiver austral la remontée vers le nord de l’EMV pénalise Quayaquil, le littoral étant alors surmonté par l’inversion stérilisante de l’alizé austral. Sous l’inversion d’alizé, Lobitos (Pérou) à 4° S ne reçoit déjà plus que 51 mm par an, et Chiclayo vers 7° S seulement 30 mm (tabl. 19). Entre 4° N et 4° S les hauteurs annuelles de pluies passent ainsi de plus de 6 000 mm à 50 mm, et le gradient de décroissance est donc de l’ordre de 750 mm par degré de latitude ! Un tel gradient montre, comme le saut pluviométrique mensuel remarquable à Gayaquil de décembre à janvier (200 mm), qu’il suffit ici pour provoquer de très fortes modifications du champ pluviométrique en passant de la non-pluviosité aux pluies diluviennes, d’un très faible déplacement de l’EMV.

RR mm

J

F

M

A

M

J

J

A

S

o

N

D

Année

Quito

94

99

134

171

99

52

24

25

69

139

117

86

1109

Gayaquil

217

189

231

133

38

15

0

0

0

4

1

15

843

Chiclayo

10

2

8

3

0

0

0

0

0

1

4

2

30

Tableau 19 : Précipitations (RR) mensuelles en mm de : Quito (Équateur, 0° 13’ S, 2 818 m), Gayaquil (Equateur, 2° 12’ S, 6 m), Chiclayo (Pérou, 6° 47’ S, 31 m) (in Snow, 1976).

FIG. 109 – Circulation maritime et aérienne dans le Pacifique oriental et en Amérique centrale en hiver boréal.

Origine des pluies torrentielles sur le nord du Pérou

Chacun sait que l’arrivée d’eaux chaudes n’est pas un facteur explicatif des pluies (cf. II-1). Alors pour quelle raison l’EMV, qui est ici le facteur pluviogène, se déplace-t-il vers le sud lors d’un épisode el niño ? Dans la partie orientale de cette unité de circulation et en cette saison (fig. 17) la position de l’EM dépend du dynamisme boréal, et notamment de la puissance de l’alizé venant de l’Atlantique ouest qui franchit l’isthme américain, c’est-à-dire de l’alimentation par les AMP méridiens qui descendent en période hivernale sur le Golfe du Mexique (fig. 13 et 28, in II-3), ou encore des AMP qui descendent le long des côtes californiennes et mexicaines. Ainsi de décembre 1982 à avril 1983 la violence des éléments et le froid ont été exceptionnels dans le sud des États-Unis et le golfe du Mexique (Garcia, 1996), un temps violent et des inondations ont fait plus de 50 victimes et de nombreuses destructions. Les îles Galapagos ont connu d’énormes orages et des vents du nord inhabituels soufflant en rafales. La Californie a également subi des pluies diluviennes, et même une tornade dans le centre de Los Angeles. Cet hiver rigoureux s’est traduit par un renforcement de la pression sur l’Amérique du Nord, par une intensification de la circulation et un déplacement vers le sud du jet d’ouest d’altitude. Les mêmes constatations avaient été faites au cours de l’hiver 1976 (autre année à niño), avec sécheresse sévère sur la côte californienne (AA puissante), mais des tempêtes de neige répétées et des records de froid dans l’est. Schonher et Nicholson (1989) soulignent que la plupart des années avec des conditions très pluvieuses sur la Californie sont des années ENSO, notamment sur la Californie du Sud où 9 sur 11 événements (période 1950-1982) correspondent à des années de pluies supérieures à la normale. De la même façon, lors du niño 1991-92, des fortes pluies et des inondations sévères se produisent en janvier 1992 en Californie du Sud et sur le Texas, au printemps 1992 des pluies excessives tombent sur les États de l’ouest du Golfe et le nord du Mexique, des pluies intenses s’abattent sur l’Amérique centrale et en mars 1992 sur les côtes du Pérou (Halpert et al., 1993). L’événement el niño de décembre 1993 à mars 1994 coïncide avec des conditions très froides notamment en janvier-février sur l’est de l’Amérique du Nord où janvier est le plus froid depuis 1920, au Québec où janvier est le plus froid jamais enregistré, le froid se propageant jusqu’au Golfe du Mexique et Cuba (WMO, 1995).

De nombreuses études révèlent que tous les niño, à des degrés divers, sont associés à des vents forts et des perturbations intenses dans les latitudes tempérées et à un renforcement des pressions sur l’Amérique du Nord pendant l’hiver boréal d’une phase de niño (Shukla, 1984). Plus au nord les dépressions dites des Aléoutiennes et d’Islande ont été plus profondes que la normale pendant les épisodes el niño (Niebauer, 1988), le creusement des dépressions étant proportionnel à la puissance des AMP (cf. fig. 24). Toutes ces observations montrent de manière évidente, qu’en association avec le froid boréal, un accroissement de la puissance des AMP et du dynamisme de l’hémisphère météorologique nord se traduit par un glissement d’ensemble vers le sud de l’EMV sur le Pacifique, faisant du niño péruvien (oriental) un phénomène de l’espace aérologique atlantique étendu vers le sud. Les fortes pluies sur le nord du Pérou et sur les Galapagos, qui n’exigent pas de bouleversement dynamique considérable (cf. tabl. 19), figurent dans les conséquences de cette translation vers le sud de l’EMV.

Les composantes d’el niño dans le Pacifique tropical

L’invasion d’eaux chaudes sur les côtes péruviennes est-elle liée à la disparition de l’upwelling, donc à une relaxation de l’alizé austral ? C’est la première explication qui vient à l’esprit, mais elle n’est pas suffisante car « les vents ne sont pas moins intenses pendant les périodes reconnues d’el niño » (Wyrtki, 1979). D’un point de vue océanographique la cause serait complexe : des alizés intenses transportent les eaux de surface vers le Pacifique ouest, elles s’y « accumulent » (le bassin pacifique serait-il séparé du bassin indien ?), et lors d’un affaiblissement des alizés elles s’écoulent en retour vers leur lieu d’origine. Des alizés puissants apparaissent nécessaires pour transférer l’eau vers l’ouest, tandis qu’une baisse de l’écart de pression est considérée comme un signe précurseur du retour des eaux vers l’est, le contre-courant équatorial étant alors très fort. Mais tous les niño ne se sont pas déroulés suivant les mêmes schémas, celui de 1982-83, le plus puissant, étant celui qui a le plus surpris puisqu’il n’a pas suivi ce scénario-type. Selon le point de vue météorologique (WMO, 1987) un événement el niño est associé à :

• un affaiblissement du système des alizés du Pacifique, mais des vents d’ouest ou des anomalies d’ouest apparaissant en premier lieu dans le Pacifique occidental et se renforçant,

• une hausse de la pression de surface à l’ouest (c’est-à-dire à Darwin), avec baisse du niveau de la mer, et une baisse de pression à l’est (c’est-à-dire à Tahiti), avec un relèvement du niveau de la mer (rappelons qu’à 1 hPa correspond une hausse/baisse de 1 cm),

• un glissement vers l’est de l’activité convective, et un déplacement des eaux chaudes vers le Pacifique central et oriental.

La figure 110 reporte les composantes aérologiques du phénomène el niño en hiver boréal sur le Pacifique tropical. Elle souligne que les stations de Darwin et Tahiti sont situées dans deux espaces différents de circulation (fig. 17), et obéissent donc à des dynamiques distinctes dans l’espace et dans le temps. Le degré de signification de l’iOA est ainsi sérieusement altéré puisque l’écart de pression peut relever des variations d’intensité de plusieurs flux. En été austral, ces variations peuvent provenir de l’alizé maritime du Pacifique sud ou de la mousson australienne, c’est-à-dire de la puissance de l’alimentation extratropicale, soit australe, soit boréale. En hiver austral (fig. 14) ces variations dépendent du dynamisme des AA australes, c’est-à-dire initialement de la distribution des AMP entre l’Océan indien et l’Océan Pacifique.

FIG. 110 – Les composantes aérologiques du phénomène el niño en hiver boréal sur le Pacifique tropical.

Des vents d’ouest précèdent et/ou accompagnent un événement el niño (WMO, 1987) : quelle est l’origine de ces vents d’ouest ? La figure 14 montre que l’impulsion première d’ouest (comme en fin-juin et juillet 1982 pour l’el niño 1982-83) est associée au flux de mousson chinoise qui pousse l’EM vers le nord en été boréal. Après renversement de la circulation (fig. 13, 17 et 53) c’est la mousson australienne d’ouest considérablement renforcée qui élève la pression de surface, impulse vers l’est les eaux superficielles du CCE, et décale la « zone de convergence », c’est-à-dire la confluence entre l’alizé pacifique austral et la mousson australienne le long de l’EM. Cette migration de l’ascendance associée à l’EMV vers les archipels du Pacifique central (aux environs de la ligne de changement de date) sur lesquels tombent alors des pluies abondantes voire diluviennes, prive tout naturellement l’Indonésie et l’Australie de leur pluviosité normale (Ropelewski et Halpert, 1986), mais sans naturellement provoquer de sécheresse. Le glissement général vers l’est et vers le sud de l’EMV, et la tension exercée par la mousson australienne sur les eaux de surface qui parviendront 2 à 3 mois plus tard sur les côtes américaines (CCE rapide), ont encore pour origine une puissance accrue du dynamisme boréal par l’intermédiaire des AMP asiatiques, dont le renforcement est attesté par des pluies anormalement fortes sur la Chine et le Japon. Six cyclones ont traversé la Polynésie habituellement épargnée, de février à la mi-avril 1983 dont Weena sur Bora-Bora (il faut remonter au début du siècle, de 1903 à 1906, pour retrouver des phénomènes aussi puissants). C’est également parce que l’EMV, lieu de naissance privilégié des cyclones, était alors fortement décalé vers le sud, autorisant alors en s’éloignant de l’équateur l’intervention de la force géostrophique (vorticité) et la rencontre avec les AMP austraux (cf. II-6).

Le phénomène el niño implique dans le Pacifique l’intervention de facteurs dynamiques puissants. Ces facteurs appartiennent à des espaces aérologiques distincts, qui expliquent les causes diverses et les physionomies multiples des niño. En ne considérant que la dynamique de l’hémisphère nord, l’EM est animé par trois impulsions boréales : un segment à l’est (Amérique centrale) dépend de la circulation sur l’Amérique du Nord à l’est des Rocheuses (extension de l’espace atlantique nord), un autre au centre dépend de la dynamique sur le Pacifique oriental au sud de l’AA dite « des Hawaii », un segment plus étendu à l’ouest dépend du dynamisme de l’alizé asiatique/mousson australienne. Mais ces facteurs, qui n’agissent pas nécessairement de façon simultanée, relèvent de la même cause initiale, et par le déplacement de l’EM vers le sud traduisent une puissance accrue de l’hémisphère météorologique nord. Par conséquent, dans l’échelle des puissances ce n’est certainement pas un courant marin superficiel même renforcé (puisque le CCE est un courant permanent) qui serait capable de commander au-delà des barrières montagneuses et/ou des distances : « la qualité des pluies africaines, indiennes, ou brésiliennes, ou l’intensité des jets, ou l’extension des glaces de mer antarctiques… » (Cadet et Garnier, 1988). Les téléconnexions évoquées, dans lesquelles l’enchaînement des phénomènes est envisagé à l’envers, relations trop vite appelées corrélations (puisque le sens de la relation n’a pas été défini) sont uniquement statistiques, révèlent des covariations ou des coïncidences, sans démontrer de relations physiques entre les paramètres. Les prétendus renversements et multiplications des « cellules de Walker » ne sont pas davantage démontrés (cf. I-3) : comment quelques degrés de différence des eaux marines de surface, et/ou comment un décalage régional de l’EM pourraient-ils inverser le sens du flux des couches supérieures, et bouleverser la circulation générale au mépris des lois qui la régissent ?

Lorsque la logique des phénomènes météorologiques est respectée, parce que les relais dynamiques sont identifiés et correctement insérés dans la circulation générale, le phénomène el niño apparaît ce qu’il est vraiment, c’est-à-dire une conséquence régionale de la dynamique des transferts méridiens partis des pôles qui atteignent le cœur de la zone tropicale.

Accroissement de fréquence du phénomène el niño

Le phénomène el niño, qui apparaît banal tant il se reproduit souvent comme le rappellent les épisodes reportés sur la figure 62, tend à se manifester de plus en plus souvent. On observe ainsi « une fréquence plus grande d’événements ENSO » (WMO, 1990), et « une augmentation d’intensité des situations à niño », celui de 1982-83 ayant été le plus intense depuis plus d’un siècle (Enfield, 1989), dépassant en intensité « les grands niño de 1925 et de 1891 » (Rasmusson, 1984). En 1984-85 s’est produit un niño « avorté » (WMO, 1987), en 1987 le niño a été « semi-permanent » (Kousky et Leetma, 1989), 1989-90 a connu un quasi-ENSO (« ENSO-like conditions », Janowiak, 1990). Depuis 1990 le niño est presque constant, reproduisant des conditions de longue durée déjà observées de 1911 à 1913 et de 1939 à 1941 (WMO, 1995), qui correspondent d’ailleurs à des périodes pluviométriques déficitaires dans le Sahel.

Weare (1983) avait souligné que le niño est « associé à un mouvement vers le sud de la zone de convergence du Pacifique située en moyenne vers 8°  nord », Deser et Wallace (1990) avaient observé « une extension vers le sud et une intensification de l’ITCZ » pendant les épisodes el niño.

Ainsi, au même titre que la Grande Sécheresse sahélienne, l’augmentation de fréquence des niño du Pacifique résulte du glissement vers le sud de l’EM, clairement associé à un renforcement de la dynamique boréale. Si de nombreux phénomènes sont réellement « interconnectés », c’est dans cette origine commune que la cause des covariations doit donc être recherchée.

D – DILATATION DE L’HÉMISPHÈRE MÉTÉOROLOGIQUE NORD

Le fait climatique dominant des dernières décennies est le refroidissement de l’Arctique. Le renforcement de la pression par les AMP est attesté par Christy et al. (1989) qui observent que les anomalies de pression sont principalement « déterminées par les pressions dans le Pacifique nord, l’Atlantique nord-ouest, le nord de l’Asie ». L’analyse de la circulation de l’hémisphère nord des années 1899 à 1984 individualise trois périodes (Schmidt, 1986) :

— celle de 1899 à 1938 est caractérisée par une circulation zonale accélérée »,

— celle de 1939 à 1972 présente 33 ans de circulation zonale ralentie,

— et depuis 1972 règne à nouveau une circulation zonale accélérée (cf. fig. 70 et 72). Cette intensification récente est attestée par Fletcher (1987, in Flohn et al., 1990) qui observe une accélération des vents de surface. L’accélération est transmise à la circulation tropicale : Whysall et al. (1987) et Rasmusson (1987) observent sur la période 1950-1981 une tendance à l’augmentation de l’intensité des alizés sur le Pacifique et l’Atlantique, Posmentier et al. (1989) remarquent, au cours des récentes décennies « une augmentation de la force des vents de surface dans le Pacifique tropical », Cardone et Greenwood (1990) notent que les vents pré-1950 apparaissent plus faibles que les vents post-1950 dans le sud de la Mer de Chine, du Pacifique nord et de l’Atlantique nord.

Ces modifications du champ de pression et de vent dans l’hémisphère nord, traduisent l’intensification du transport méridien par les AMP. L’augmentation du poids relatif de l’hémisphère météorologique nord, sa « dilatation » de 200 à 300 km au détriment de l’hémisphère météorologique sud, se manifeste dans toutes les latitudes, jusqu’au cœur de la zone tropicale. Ce glissement vers le sud est encore attesté par le champ des températures de surface de l’océan après I960-1965 : réchauffement austral et refroidissement boréal, qui reflètent un « glissement vers le sud de la zone des eaux tropicales les plus chaudes » (Folland et al, 1990).

Les conséquences climatiques tropicales

Les conséquences d’une telle migration d’ensemble ne sont pas immédiatement perceptibles en raison des variations de la dynamique aérologique à tous les pas de temps, et en raison des effets contraires engendrés par un même phénomène (effets pluviométriques contrastés, alternance chaud/froid, baisse/hausse de pression). Elles apparaissent plus aisément à l’échelle des moyennes dans les effets climatiques tropicaux.

Péjoration pluviométrique sur les marges tropicales nord

Les marges tropicales sont moins facilement atteintes par les structures pluviogènes : c’est la sécheresse au Sahel, à un moindre degré sur l’Inde où « la déficience de mousson de 1987 est l’une des pires dans les enregistrements de l’Inde » (WMO, 1990), et une diminution atténuée sur l’Asie du sud-est (Bradley et al, 1987). En Inde la pluviométrie moyenne s’est améliorée jusqu’aux années 1950, Mooley et Parthasarathy (1984) notent « une augmentation régulière dans les moyennes de pluies décennales de 1899 à 1953 », la décennie 1950-60 a été excédentaire, la pluviométrie se dégradant ensuite depuis les années 1970. En Afrique occidentale et centrale, les structures pluviogènes ont occupé une position haute en latitude entre 1950 et 1965, et une position basse plus méridionale avant et après cette période (fig. 84 ; Leroux, 1988).

Relation inverse entre les pluies tropicales nord et sud

Le glissement d’ensemble des structures pluviogènes défavorise la zone tropicale nord, mais dans le même temps favorise la zone tropicale sud, où après 1960-70, dans l’espace 0-25° S la pluviométrie augmente (Diaz et al, 1989), particulièrement en Amérique du Sud, ou en Afrique australe où depuis 1950 les pluies sont grossièrement excédentaires.

Cette covariation apparaît dans les relations « Sahel/niño » : au cours de 110 années, sur 28 ENSO jusqu’à celui de 1982-83, 22 étaient associés à des pluies déficitaires sur le Sahel (WMO/CSM, 1985). Les accentuations de la sécheresse correspondent aux événements el niño les plus intenses comme dans les années 1911-13, 1940-43, 1972-73, 1982-83, la persistance actuelle de la Grande Sécheresse coïncidant avec le niño quasi-permanent. En Inde « pendant l’été d’une année à niño la pluie de mousson est inférieure à la normale » (Shukla, 1984), pour toute l’Inde depuis 1875 la pluviométrie excédentaire concerne exclusivement des années sans niño (Sikka, 1987). En période de niño « les pluies sur les régions tropicales nord tendent à être déficitaires » (Bradley et al., 1987), et en Chine de 1951 à 1986 est remarquée « une tendance au déficit pluviométrique pendant les années ENSO » (Wang et Li, 1990).

La variation est inverse entre les pluies sahéliennes et celles du Nordeste brésilien au sud de l’équateur : à Fortaleza la saison des pluies a été « globalement plus humide de 1963 à 1979 que de 1948 à 1963 » (Servain et Seva, 1987), une situation à niño procure « des pluies supérieures à la normale dans le nord-est du Brésil », mais par contre « des pluies inférieures à la normale dans le Sahel » (Moura et Shukla, 1987).

Forte augmentation de l’activité cyclonique au sud de l’Equateur

Dans le Pacifique sud-ouest le nombre et l’intensité des cyclones augmente pendant les épisodes ENSO, la moyenne annuelle de 16,4 atteignant alors 19,1 en raison de la migration vers la partie orientale de l’océan de l’EMV, lieu de naissance privilégié des cyclones. Ainsi en Polynésie la cyclogenèse accompagne une période de niño (fig. 110), alors qu’elle y est pratiquement nulle habituellement. 7 dépressions tropicales dont 5 ayant évolué en cyclones ont intéressé Tahiti en 1982-83, il en a été de même en janvier 1988 sur la Nouvelle-Calédonie, et en février 1989 a été observée une activité cyclonique inhabituelle au voisinage des Tuamotou où il n’y a eu que 20 cyclones en 150 ans, au cours de la période 1825 à 1982 (Ruminski, 1991), en décembre 1991 le cyclone Wasa a encore endommagé l’île de Tahiti. En contrepartie dans l’hémisphère opposé, dans l’Atlantique, les années à niño n’ont qu’une faible activité cyclonique, avec un nombre moyen de 6,5 contre une moyenne générale de 9,8 (Gray, 1984), parce que le rapprochement de l’équateur du lieu de naissance (EMV) s’accompagne dans la phase initiale d’une réduction de la vorticité. Le glissement au sud de l’équateur de l’EMV sur l’Atlantique sud a même autorisé, pour la première fois au-dessus d’une région impropre à la cyclogenèse (fig. 53), l’apparition le 13 avril 1991 d’une dépression tropicale de faible intensité et de courte durée (Donguy et Bourdet, 1992).

La dynamique de l’hémisphère météorologique nord est caractérisée par l’accroissement de l’intensité des échanges méridiens et l’expansion vers le sud qui en résulte. Cette dynamique s’inscrit (toutes proportions gardées) pour l’hémisphère nord dans un scénario froid et dans un mode de circulation rapide (fig. 70).

« Global warning » Les perspectives climatiques

Les exemples d’évolution climatique récente invalident la notion de climat global : une évolution climatique unique n’est pas constatée, mais on observe plutôt des évolutions diverses aux effets contrastés, qui relèvent de la dynamique particulière dans chaque unité aérologique (cf. fig. 17).

Les évolutions climatiques récentes ne relèvent pas du scénario « réchauffement dû à l’effet de serre » qui n’est démontré, ni par les modèles numériques du climat, ni par les courbes « reconstituées » de la température moyenne, ni par l’évolution du temps examiné à l’échelle régionale. Certains effets semblent valider le réchauffement, comme par exemple la hausse de température en Islande et dans la Mer de Norvège ou en Alaska méridional. Mais il faut préciser que le réchauffement relatif récent fait suite dans ces régions à une période « moins chaude » (ou plus « fraîche »), moins pluvieuse et caractérisée par des pressions relativement plus élevées, qui correspond à l’optimum climatique des années 1930-1960 lorsque la moindre rigueur arctique ne permettait qu’un moindre transfert d’énergie tropicale vers le pôle. Quant aux « vagues de froid », comme celle du début février 1996 sur l’Amérique du Nord, il est commode de les attribuer alors à la « variabilité climatique naturelle », mais cela n’explique pas pourquoi des records inférieurs portant sur un siècle ont été encore récemment « battus ».

L’idée même du réchauffement global (le global warming) repose sur des moyennes hémisphériques et/ou globale de températures estimées dont la représentativité n’est pas démontrée, notamment par le satellite (fig. 60) : toutes les valeurs de la température n’ont pas la même signification climatique et elles masquent des réalités différentes. Il ne suffit donc pas de « mélanger » toutes les données pour que les courbes thermiques moyennes reflètent une hypothétique évolution thermique globale. Avec une valeur moyenne de 14,84° C ou de 15,38° C selon les estimations, l’année 1995 est considérée, soit comme l’année la plus chaude (IPCC, WMO, 1996), supérieure de 0,04° C à 1990, soit égale à l’année 1990. Ces valeurs moyennes peuvent aussi bien, soit diagnostiquer un réel réchauffement global, soit témoigner de la poursuite du refroidissement arctique, augmenté du refroidissement antarctique, c’est-à-dire d’une intensification selon des trajectoires singulières (fig. 17) du transfert d’air chaud vers le pôle dans les deux hémisphères. En effet, tant que la part qui revient à la dynamique n’est pas sérieusement estimée dans l’augmentation présumée de la température, les courbes calculées n’ont qu’une valeur statistique, mais n’ont pas de signification climatique. Il faut encore souligner qu’un refroidissement arctique (ou antarctique) en intensifiant les échanges méridiens accentue les contrastes thermiques régionaux, alors qu’à l’inverse un réchauffement arctique (ou antarctique) en ralentissant la circulation a au contraire pour effet, comme au cours de l’optimum climatique contemporain, d’atténuer ces contrastes.

En outre l’évolution climatique ne peut être réduite au seul paramètre thermique. Le signal pluviométrique confirme la diversité des comportements régionaux, tout en attestant le déplacement des structures pluviogènes tropicales. Quant au temps, confirmé par l’évolution de la pression, il apporte aussi un démenti très net aux prévisions : loin de voir leur intensité diminuer les perturbations deviennent plus violentes, en Amérique du Nord où les AMP sont plus nombreux et plus puissants, ainsi que les tornades en augmentation constante, tandis que dans l’Atlantique nord les dépressions plus creuses et les tempêtes plus intenses sont en nombre croissant.

Il faudrait aussi déterminer pourquoi les années 1970 constituent une « charnière » de l’évolution climatique récente : au cours ou à partir de ces années des régions se sont réchauffées tandis que d’autres se sont refroidies, un fort el niño a coïncidé avec le début de la Grande Sécheresse au Sahel…

Quelles sont les perspectives à court terme ? L’évolution actuelle va-t-elle se poursuivre, s’interrompre, s’inverser ? Il faudrait pour répondre à cette question savoir déjà pourquoi l’Arctique se refroidit. La cause est-elle associée à un accroissement de la densité des aérosols de toutes natures, d’origine volcanique mais provenant aussi de la « désertification » de vastes espaces ou des activités industrielles, aérosols concentrés par la circulation au-dessus du bassin arctique ? Cette cause est-elle solaire comme le suggèrent Borisenkov et al. (1983), ou Kukla et al (1992), l’insolation déclinant lentement au nord de la latitude 60° N ?

D’autres questions se posent encore, notamment sur l’évolution de l’hémisphère météorologique sud, qui semble se réchauffer à toutes les latitudes (Kukla, 1992) et autorise par sa moindre puissance relative l’extension de son homologue boréal, mais pour combien de temps encore ? Le refroidissement net depuis 1992 enregistré en Antarctique (WMO, 1995) représente-t-il un épisode isolé ou un renversement de tendance ? Quelle est encore l’influence réelle des gaz à effet de serre et leur capacité, éventuelle, à compenser le refroidissement arctique, ou bien à accentuer les contrastes thermiques ?

Faute de réponses, aucun critère objectif ne permet de supposer un changement radical de tendance : l’évolution observée va donc se poursuivre. Elle représente en fait un retour progressif aux conditions dynamiques et climatiques qui prévalaient au début du siècle, avant l’optimum climatique contemporain des années 1930-1960 (fig. 104), sachant que « de 1880 à 1920 la circulation de l’atmosphère dans les latitudes tempérées de l’hémisphère nord était très intense » (Wallen, 1984).

On peut ainsi prévoir (si l’Arctique continue à se refroidir) :

• Dans la zone tropicale :

— La poursuite de la sécheresse sahélienne, voire un accroissement de l’irrégularité pluviométrique sur la marge tropicale nord et son extension vers le sud.

— Une augmentation de fréquence et une intensification des événements el niño, comme au début du siècle.

— Une augmentation des possibilités de cyclogenèse au sud de l’équateur dans le Pacifique.

• Dans la zone tempérée de l’hémisphère nord :

— Une accentuation progressive du refroidissement/rafraîchissement, notamment dans les régions proches du bassin arctique et sur les trajectoires des AMP.

— Une poursuite temporaire du réchauffement provoqué par les AMP au nord de leurs trajectoires (comme dans l’Atlantique nord-est et le Pacifique nord-est).

— Une plus grande variabilité des températures, aussi bien par des vagues de froid (AMP plus puissants et plus directs), que par des vagues de chaleur (sur la face avant des AMP plus vigoureux, ou à l’intérieur d’agglutinations anticycloniques renforcées). Cette irrégularité s’est déjà exprimée en France lorsque la neige est tombée le 21 octobre 1993 sur la Sainte-Victoire près d’Aix-en-Provence, le 16 septembre 1994 sur Clermont-Ferrand ou en juillet 1996 sur le nord des Alpes, ou en septembre 1995 lorsque des records de froid ont été battus avec dans le nord-est des gelées précoces au début du mois, mais aussi par des records de chaud au mois d’octobre 1995, un des mois d’octobre les plus chauds des chroniques.

— Un accroissement de l’irrégularité pluviométrique avec des séquences peu pluvieuses, ou peu neigeuses en montagne, d’été ou d’hiver, à cause de la formation d’agglutinations anticycloniques vastes, de forte pression et de longue durée, mais aussi des séquences très pluvieuses, voire des inondations, les mêmes AMP renforcés pouvant provoquer d’abord de fortes précipitations et former ensuite en s’agglutinant une vaste aire anticyclonique, comme en janvier 1995 lorsqu’au déluge sur la Bretagne a correspondu la sécheresse sur l’Espagne.

— Un accroissement de puissance et de violence des perturbations associées à des AMP plus vigoureux, et à des contrastes thermiques plus forts, avec des tempêtes plus fréquentes, et un retour à des conditions météorologiques plus sévères. La violence du temps s’exprimera en fonction des lieux par des blizzards plus fréquents et d’épaisses chutes de neige comme le blizzard du 7 janvier 1996 sur la côte est de l’Amérique du Nord, ou comme dans le sud de la France par des vents plus rapides de nord et de sud, par le caractère orageux des pluies, des chutes de grêle qui exigent de violentes ascendances, et la forte intensité des précipitations.

Les événements dramatiques récents du Grand-Bornand en 1987, de Nîmes en octobre 1988, de Vaison-la-Romaine en septembre 1992, d’Aix-en-Provence/Pertuis en 1993, mais aussi les inondations en Tarentaise, en Valais (Brig), en Camargue, en Corse, à Nice, en Bretagne, dans les Ardennes ou en Hollande, les tempêtes dans l’Atlantique nord, et au cours de cet hiver 1995-96 les fréquentes inondations (comme à Puisserguier en fin janvier), les tempêtes de neige et les vagues de froid (comme en Amérique du Nord en janvier et en février)… ne sont pas des phénomènes isolés dus au hasard ou à une quelconque fatalité.

La clémence du temps de l’optimum climatique contemporain (qui a pu atténuer la prudence dans le choix des établissements humains) est maintenant finie, et la prétendue douceur (prévue) des perturbations tempérées est tout aussi illusoire que le réchauffement global, ou warming qu’il faut impérativement remplacer par warning. Les phénomènes météorologiques deviennent de plus en plus violents et le risque naturel météorologique s’accroît. On ne peut pas continuer à l’ignorer et il faut en tenir le plus grand compte en analysant l’évolution des vrais acteurs du temps, pour améliorer la prévision, et pour prévenir les conséquences dramatiques éventuelles en adaptant les mesures à prendre à l’aggravation des conditions météorologiques.

CONCLUSION GÉNÉRALE

La démarche suivie dans cet ouvrage est fondée sur l’observation directe et sur le suivi attentif, des cartes synoptiques, des clichés de satellite, et de paramètres mesurés qui sont présentés sans artifices statistiques sachant qu’un phénomène évident doit apparaître de manière immédiate. L’observation du concret supprime la prétendue frontière entre météorologie et climatologie, entre temps et climat.

Les faits réels montrent que la dynamique du temps et du climat répond à des règles relativement simples et cohérentes, qui n’ont aucunement besoin de faire appel à des « miracles physiques ». Les satellites mettent notamment en évidence l’importance essentielle des AMP dans les transferts méridiens d’air et d’énergie, et dans la production du temps. Les phénomènes qui leur sont associés sont examinés, et les mécanismes sont vérifiés, à toutes les échelles d’espace, en soulignant notamment la continuité d’une zone climatique à l’autre dans le cadre de la circulation générale, et à toutes les échelles de temps, de l’échelle instantanée à l’échelle paléoclimatique. Il reste naturellement des aspects à préciser, par exemple sur la dynamique du déplacement ou sur la distribution et la fréquence des AMP selon les trajectoires à partir des hautes latitudes. Mais la cohérence d’ensemble du modèle, qui explique aussi bien la circulation (de l’échelle synoptique, saisonnière, à climatique et paléoclimatique) et la dynamique de la circulation c’est-à-dire les perturbations, directement dans les zones extratropicales et indirectement dans la zone tropicale, permet le passage logique du temps au climat puis à l’évolution climatique actuelle et passée.

La météorologie/climatologie étant une science de la Nature le souci du concret doit être permanent, notamment pour respecter la logique des phénomènes. L’outil informatique (parfois devenu une fin en soi plutôt qu’un moyen) aboutit souvent avec la climatologie diagnostique à « démétéorologiser » les phénomènes, c’est-à-dire à perdre le contact avec la réalité. L’informaticien remplace le météorologue, observateur attentif des phénomènes : on parle par exemple de direction de vent (c’est-à-dire : la donnée brute) mais sans reconnaître de quel flux réel il s’agit et sans préciser sa dynamique, le traitement de données abstraites fournies par les fichiers n’incluant pas nécessairement la connaissance des phénomènes. La démarche statisticienne aboutit ainsi à l’établissement de relations qui ne sont que des corrélations statistiques, c’est-à-dire en fait des covariations, ou des coïncidences, tant que le sens des relations physiques entre les paramètres n’a pas été démontré. La connaissance de la logique des phénomènes et l’analyse des mécanismes réels qui les commandent permettent, par exemple, lorsqu’il s’agit des dépressions tempérées de ne pas occulter l’anticyclone responsable (AMP), ou lorsqu’il s’agit de la supposée circulation zonale dite « de Walker » de ne pas ignorer l’existence de l’inversion d’alizé, ou lorsqu’il s’agit du niño d’individualiser toutes les composantes du phénomène et de mesurer la vraisemblance des présumées téléconnexions, ou lorsqu’il s’agit du scénario du global warming d’écarter toute ambiguïté sur le sens de l’évolution climatique en prenant en compte tous les facteurs susceptibles d’intervenir, particulièrement le facteur dynamique.

La météorologie/climatologie doit en outre se montrer très attentive à l’analyse des interactions de toutes échelles dans les basses couches et à l’interface puisque, science de la Nature, elle est – au sens propre – une discipline géographique.

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Mémoires de recherches et Thèses en Climatologie du Laboratoire de Géographie Physique (LGP), CNRS-UMR 5600, Université J. Moulin, Lyon de :

ALAVOINE S., AUBERT S., BARBIER E., BECHET C., BERAL-GUYONNET I., CHAPIRON C., COM BY J., DIONE O., DUSSAP P., GAILLARD V., GACHON Ph., GAUTHIER S., GOUBIER M., GUIMARD D., MILLET E., MOLLICA V., MONCHALIN L., MOREAU E., NDONG J. B., NOUACEUR Z., OMAR HAROUN S., PASSERAT DE LA CHAPELLE P., PERNOT J., PUTAVY J„ REY-NAUD j., ROBIN D., SAGNA P., SCHMITTER A. C., SCHUTZ L., SIROT X., THOLLY F., TROCCON A.

L’établissement des trajectoires et des fréquences des AMP dans l’hémisphère nord à partir des cartes du BME (Bulletin Météorologique Européen), sur la période 1989 à 1993, a été réalisé par GUIMARD D., MOLLICA V, MOREAU E., PASSERAT DE LA CHAPELLE P. et REYNAUD J..

Revue de Géographie de Lyon : 4 numéros thématiques (M. Leroux, éditeur)

Vol. 65-2 : Le climat de la France (1990),

Vol. 66-3/4 : Événements climatiques extrêmes (1991),

Vol. 68-2/3 : Les excès pluviométriques dans le couloir rhodanien (1993),

Vol. 70-3/4 : Sahel : La Grande Sécheresse (1995).

La recherche, l’acquisition (réseau Internet), le traitement et le tirage des images satel-litales ont été effectués par Comby J., Lafay X. et Moreau E. du LGP, et G. Carilho du Centre de Ressources de l’Université J. Moulin

Remerciements : je remercie très vivement,

— pour les données d’observations, les Services Météorologiques suivants : Météo-France, Environnement-Canada, Institut Suisse de Météorologie, ASECNA (Agence pour la Sécurité de la Navigation Aérienne en Afrique et à Madagascar), Météorologie Nationale Algérienne, Weather Bureau of South Africa, Institut de Météorologie de Roumanie, Offices Météorologiques d’Espagne (Canaries), d’Islande, de Norvège, de Suède et de Finlande.

— pour les clichés de satellite : le Centre de Météorologie Spatiale (CMS, Lannion), l’Unité de Traitement de l’imagerie Satellitale (UTIS) de l’ORSTOM-CRODT à Dakar (Sénégal), l’Agence Spatiale Européenne (ESA-IONIA), Explorer Arc NASA, l’Université de Dundee.