M1 Variabilité interannuelle couplée

Topique

L'oscillation australe El Niño (ENSO) est le mode de variabilité interannuelle le plus important du système climatique. Elle correspond à une oscillation couplée entre l'océan et l'atmosphère du Pacifique tropical, avec une période dominante de deux à sept ans. Lors d'El Niño, la température de surface de la mer dans le Pacifique central et oriental augmente anormalement, les alizés s'affaiblissent et la circulation de Walker est perturbée. Lors de La Niña, c'est l'inverse qui se produit : le Pacifique central et oriental se refroidit, les alizés se renforcent et la circulation atmosphérique tropicale retrouve sa configuration habituelle.

Le développement d'El Niño s'explique par une boucle de rétroaction entre l'océan et l'atmosphère. Un réchauffement initial de la surface de la mer affaiblit les alizés ; à mesure que ces vents faiblissent, la présence d'eau chaude dans le Pacifique oriental augmente, intensifiant encore le réchauffement de surface. Ceci établit une boucle de rétroaction positive capable d'amplifier progressivement l'anomalie initiale.

Cette amplification ne se poursuit pas indéfiniment. L'évolution de la thermocline – la zone séparant les eaux chaudes de surface des eaux plus froides et plus profondes – constitue un mécanisme de stockage, de propagation et de libération ultérieure de l'anomalie. Les perturbations de la thermocline se propagent via des ondes équatoriales qui redistribuent les eaux chaudes à travers le Pacifique. Si certaines de ces ondes contribuent au déplacement vers l'est de l'anomalie et à son développement, d'autres participent ultérieurement à la libération de la chaleur accumulée, affaiblissant les conditions qui ont entretenu El Niño et favorisant finalement la transition vers La Niña.

Les modèles conceptuels classiques d'ENSO représentent cette interaction par une couche de surface dynamique couplée à une atmosphère dont la réponse est considérée comme beaucoup plus rapide. Dans ces modèles, la profondeur de la thermocline constitue la mémoire du système. Les anomalies générées dans une partie de l'océan mettent des mois à se propager et à affecter d'autres régions ; l'état actuel dépend donc en partie des conditions existant plusieurs mois auparavant. L'ENSO peut être décrit comme un oscillateur à retard de phase : la température de surface actuelle contribue à renforcer l'anomalie par rétroaction océan-atmosphère, tandis que les effets différés associés à la redistribution du contenu thermique finissent par l'affaiblir et provoquer l'inversion de phase.

L'ENSO n'agit pas indépendamment d'autres formes de variabilité climatique. Des modes à plus long terme, tels que le dipôle de l'océan Indien, l'oscillation décennale du Pacifique et l'oscillation multidécennale de l'Atlantique, peuvent moduler son comportement. Selon leurs phases respectives, ces variations de basse fréquence peuvent renforcer ou atténuer les conditions associées à certains événements El Niño ou La Niña, contribuant ainsi aux différences d'intensité et de fréquence.

Le réchauffement climatique d'origine anthropique modifie également l'état climatique moyen sur lequel se manifeste l'ENSO. Dans ce contexte, sa variabilité devrait évoluer et des événements plus extrêmes pourraient survenir, accompagnés de modifications de ses téléconnexions. Ces téléconnexions permettent à une anomalie prenant naissance dans le Pacifique tropical de produire des effets climatiques sur de très grandes distances.

Le mécanisme débute par des variations de la température de surface de l'océan, qui modifient la convection tropicale et, par conséquent, le réchauffement atmosphérique. La réponse atmosphérique génère des schémas de circulation et des ondes stationnaires capables de s'étendre sur de grandes distances. Ainsi, une perturbation initialement localisée dans le système couplé océan-atmosphère du Pacifique tropical peut réorganiser la circulation atmosphérique et modifier les régimes de température et de précipitations dans des régions très éloignées. L'ENSO constitue donc un exemple frappant de la manière dont les interactions océan-atmosphère régionales peuvent se propager et avoir des conséquences sur le système climatique global.

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