Le phénomène El Niño

Le phénomène El Niño
GENERALITES
Avant de s’intéresser à la manifestation atmosphérique appelée El Niño, il est utile de regarder
quelques aspects de la circulation générale de l'atmosphère.
Les alizés
La chaleur solaire d’une part échauffe la surface du globe et d’autre part provoque une
évaporation qui a pour effet de modifier la masse spécifique et la pression de l’air car la vapeur
d’eau est plus légère que l’air sec. Les différences de pression qui résultent de ces deux
processus engendrent les vents, l’air ayant tendance à s’écouler, comme d’ailleurs les liquides,
d’une zone de haute pression vers une zone de basse pression.
La chaleur à proximité de l'équateur génère un courant d’altitude qui déplace cet air chaud en
direction du pôle. Au cours de ce déplacement il se refroidit et devient plus lourd, donc il
s’abaisse. Aux alentours de la latitude 30° il est à faible altitude et revient en direction de
l'équateur. Par ailleurs la rotation de la Terre, par suite de la force centrifuge composée, dite
force de Coriolis, dévie ces vents vers la droite dans l’hémisphère Nord et vers la gauche dans
l’hémisphère Sud.
Les vents
La répartition des terres et des mers intervient également. Le gradient d’inertie calorique de
l’eau est plus important que celui de la terre. C’est pourquoi en été les températures sont plus
basses et les pressions plus élevées au-dessus des mers qu’au-dessus du sol, et inversement en
hiver.
Bien que les vents soient à peu près horizontaux, ils possèdent une légère composante verticale
dont l’importance est très grande. Là où cette composante est ascendante, l’air se refroidit en
s’élevant et l’humidité qu’il contient se condense, amenant la formation de nuages donc de
précipitations. Par contre là où cette composante est dirigée vers le bas, l’air s’échauffe et ne
peut donner de nuage donc pas de précipitations. Ces mouvements descendants ont pour autre
conséquence de mettre en contact, dans les zones tempérées, les masses d’air venant des
pôles donc froides et sèches avec les masses d’air chaud et humide venant de l’équateur. En
haute altitude où les différences relatives de pression sont les plus importantes, les vents
résultants de ce contact sont très constants et très forts. Ce sont d’immenses fleuves d’air dont
la vitesse peut atteindre plusieurs centaines de Km/h, on les appelle les « jet streams ».

Les courants de surface
Des échanges continus d'énergie thermique et d'énergie mécanique se produisent entre
l'atmosphère et l'océan et sont constamment à la recherche d'un état d'équilibre. Par ces
échanges, l'océan joue un rôle important sur l'établissement du climat, car il stocke l'énergie
solaire de la zone équatoriale, la transporte vers les moyennes et hautes latitudes où il la
transfère à l'atmosphère. Il contribue ainsi à atténuer les contrastes climatiques : c'est un
puissant régulateur thermique. Ces transports sont effectués par les courants de surface.
Les forces de Coriolis sont faibles près de l'équateur. Les Alizés entraînent donc l'eau dans le
sens du vent, c'est à dire vers l'ouest ou elle tend à s’empiler. Au cours de son déplacement
vers l'ouest, l'eau se réchauffe et se dilate. Pour ces deux raisons, le niveau de la mer est plus
élevé d'environ cinquante centimètres à l'ouest des océans tropicaux. Une partie de cette eau
alimente les courants comme le Gulf Stream et le Kuroshivo et une autre partie revient dans le
sens de la pente, toujours par suite de la faiblesse des déviations de Coriolis. C'est pourquoi on
rencontre des courants de retour vers l'est, appelés contre-courants ou sous-courants
équatoriaux (ces derniers circulant sous la surface, le long de l'équateur).
Cas de l’Atlantique : Le courant équatorial se prolonge
• par le courant des Antilles qui converge avec le courant de Floride sortant du golfe du
Mexique pour donner le Gulf Stream, puissant courant dont le flux peut atteindre 130.106 m3/s.
Le Gulf Stream tourne autour de l'empilement situé au centre de l'Atlantique nord. Une partie de
ce courant s'infléchit vers le sud en formant de nombreux tourbillons, une autre partie continue
vers l'est : c'est la dérive nord atlantique. Plus au nord, on rencontre un circuit océanique
déformé par la présence du Groenland. La dérive Nord atlantique se prolonge par le courant de
Norvège relativement chaud et salé. Au contraire, le long des côtes du Groenland, le courant
froid de décharge de l'Arctique transporte icebergs et banquise vers le sud. Enfin, le courant du
Labrador transporte vers le sud, le long des côtes canadiennes et américaines des eaux froides
et vient converger avec les eaux du Gulf Stream.
• par le courant du Brésil, courant de bord ouest, transporte des eaux chaudes jusqu'à la
région de confluence avec le courant des Malouines et le courant circumpolaire qui s'écoule
vers l'est sans entrave continentale. A l'est, le courant froid de Benguela ferme le circuit de
l'hémisphère sud.
Cas du Pacifique : Le Pacifique est beaucoup plus large que l'océan atlantique mais on y
retrouve une circulation océanique voisine du fait d'une distribution des champs de pression
atmosphérique, donc des vents, similaire. Le circuit comprend le courant équatorial nord, puis
le Kouroshivo, courant chaud similaire au Gulf Stream. Ce courant se prolonge par la dérive
Nord Pacifique qui assure aux côtes américaines un climat semblable à celui de l'Europe de
l'ouest. Enfin, le circuit se boucle par le courant de Californie.
Au nord se forme une autre circulation sous les basses pressions des Aléoutiennes. Ce circuit
est alimenté par le courant de l'Alaska, le courant des Aléoutiennes et vers le sud, par le
courant du Kamtchatka et de l'Oyashivo, courants froids qui descendent de la mer de Béring
puis convergent avec les eaux chaudes du Kouroshivo.
Les hautes pressions subtropicales sud, entraînent une circulation dans le Pacifique Sud :
courant Est australien, courant circumpolaire, courant du Pérou et fermeture du circuit par le
courant équatorial sud.
Cas de l’océan Indien : L'océan Indien est sous l'influence d'une circulation subtropicale
anticyclonique semblable à celle des autres bassins océaniques. Le courant équatorial se sépare
en deux près de Madagascar :
• une branche passe au nord de l'île. En raison de sa fermeture continentale asiatique
autour de 20°N, l'océan Indien subit deux fois par an un renversement des vents : c'est le
régime des moussons. Comme cet océan se situe en région tropicale où la force de Coriolis est
plus faible, la circulation océanique répond rapidement au vent et s'inverse donc aussi deux
fois par an : c'est la région du monde qui présente la plus forte variabilité océanique.

• l'autre banche, le courant Est malgache se dirige vers le sud et se prolonge le long de la
côte africaine par le courant des Aiguilles. Ce courant d'origine tropical, rencontre à la pointe
sud de l'Afrique, le puissant courant circumpolaire qui entraîne une grande partie de ses eaux
vers l'est provoquant de nombreux tourbillons. Le long des côtes australiennes, le courant
portant au nord se détache de la côte sous l'influence d'un courant côtier sud (courant de
Leeuwin).
Cas de l’océan Antarctique : Entraîné par les violents vents
d'ouest (quarantièmes rugissants et cinquantièmes hurlants),
le courant circumpolaire est le courant le plus puissant du
globe. Il se développe sans entrave continentale à
l'exception du resserrement entre la pointe de l'Amérique du
Sud et la péninsule antarctique.
Petits détails : A une latitude donnée, le flux d'eau
transporté par les courants ne dépend pas de la pente de la
topographie dynamique mais de la différence de niveau de la
surface de la mer de part et d'autre du courant. En effet, un
courant intense d'une centaine de kilomètres de large ne
transporte pas plus d'eau qu'un courant faible réparti sur
plusieurs milliers de kilomètres. Par exemple, le transport
d'eau vers le nord effectué par le courant de Floride est proche de celui qui retourne vers le
sud dans le reste du bassin.
Les quantités d'eau ainsi transportées sont considérables. Pour mesurer leur flux, on utilise
comme unité le Sverdrup (Sv), qui vaut un million de m3/s. Pour fixer les ordres de grandeur :
l'ensemble des rivières du monde forme un flux de 1 Sv et les précipitations au-dessus des
océans sont de l'ordre de 10 Sv.
Le courant de Floride transporte 30 Sv. Au sud des bancs de Terre-Neuve, le Gulf Stream
atteint 130 Sv. Le courant antarctique circumpolaire transporte par endroit jusqu'à 180 Sv. Ce
volume est d'autant plus impressionnant que la quantité d'eau déplacée directement par le
vent est assez faible. Ainsi, dans l'océan Atlantique Nord, la quantité d'eau poussée vers le
sud par les vents tempérés et empilée au centre du bassin n'est que de 5 Sv. L'énergie des
grands courants est au moins cinq fois supérieure à celle fournie par les vents.
Les courants profonds
En profondeur, les masses d'eau se déplacent sous l'effet de variations de densité dues aux
modifications de la température et de la salinité en surface; cette circulation des courants
profonds est appelée circulation thermohaline. Cette circulation est mal connue car difficile à
mesurer directement. Elle est surtout déduite de la distribution de "traceurs" tels que la
température, la salinité, la teneur en oxygène. On suit également depuis peu l'évolution de
nouveaux traceurs tels que les fréons (chlorofluorocarbones) rejetés depuis une cinquantaine
d'années par les bombes aérosols et les réfrigérateurs, le tritium et l'isotope carbone 14 (14C)
injectés dans l'atmosphère lors des essais nucléaires des années 1960.
La vitesse moyenne des courants profonds est très faible. La durée du trajet de l'eau nord-
atlantique profonde jusque dans les océans Pacifique et Indien serait de l'ordre de cinq cents
ans. On a également montré que les eaux profondes de l'océan Pacifique ont environ mille
cinq cents ans, tandis que celles de l'océan Atlantique n'ont que trente ans. Les flux d'eau
profonde sont plus difficiles à évaluer que ceux des courants de surface, mais ils sont du
même ordre de grandeur.
On admet actuellement que le transport d'eau nord-atlantique profonde vers le sud est de 18
Sv. Le transport d'eau antarctique intermédiaire dans les trois océans serait de l'ordre de 30
Sv. Quant à celui de l'eau antarctique de fond, il semble beaucoup plus faible (environ 5 Sv).

Conclusion
En situation climatique normale les vents, températures, pluies et courants sont tels que
représentés sur les annexes 1 et 2
Downwelling et upwelling
Les courants de surface rassemblent les eaux en des points de convergence où elles se
mélangent et s'enfoncent en fonction de leur densité et forment les courants de downwelling.
Localement, des eaux profondes remontent à la surface (courant d'upwelling) sous l'effet d’une
part de la venue de nouvelles masses d'eau froide et de l'action de la force de Coriolis d’autre
part. Ces deux phénomènes dévient les courants longeant les côtes ouest vers le large. Les
eaux s'accumulent ainsi vers l'Ouest, le déficit à l'Est est comblé par la remontée des eaux
profondes, même sous l'équateur. Dans ce circuit le rôle joué par les eaux polaires froides est
fondamental pour la vie car ce sont elles qui apportent l'oxygène en profondeur. Un
réchauffement climatique peut entraîner l'arrêt de cette circulation profonde, la stratification
des eaux et l'anoxie.
Les courants d'upwelling remontent en surface des eaux froides riches en éléments minéraux
nutritifs et favorisent la prolifération du plancton et donc des poissons.
EL NINO
Origine du nom
L’expression El Niño (signifiant “l’Enfant Jésus” en espagnol) était utilisé à l’origine par les
pêcheurs le long des côtes de l’Équateur et du Pérou et s’appliquait à un courant océanique
chaud qui apparaît habituellement au moment de Noël pour ne disparaître que quelques mois
plus tard. Les poissons sont alors moins abondants pendant ces intervalles chauds, et les
pêcheurs souvent en profitent pour réparer leur équipement de pêche et rester avec leurs
familles. Certaines années, cependant, l’eau est particulièrement chaude, et l’arrêt de la saison
de pêche s’éternise jusqu’à mai ou quelquefois juin. Avec le temps, l’utilisation de l’expression
“El Niño” a été réservée à ces intervalles exceptionnellement chauds et marqués, qui non
seulement perturbent les vies de ces pêcheurs sud-américains, mais également, apportent des
pluies intenses.
Qu’est-ce ?
Ce grand changement climatique, le plus important après les saisons, fut découvert au cours
des années 20, par un scientifique britannique, Sir Gilbert Walker qui a établi une corrélation
entre la pression barométrique aux stations météorologiques à l'ouest et à l'est du Pacifique. Il
a remarqué un effet de balance : si la pression augmentait à l'est, elle diminuait à l'ouest et vice
et versa. Ce phénomène est également appelé ENSO – El Niño Southern Oscillation.
Vers les années 60, un autre scientifique, Jacob Bjerknes, fut le premier à remarquer un lien
entre les températures superficielles anormalement chaudes de l'océan, les alizés qui diminuent
et les précipitations abondantes. Il a finalement reconnu que les eaux chaudes du El Niño et le
jeu des pressions atmosphériques de Walker faisaient partie du même phénomène.
Cette interaction entre l'océan et l'atmosphère touche particulièrement le climat en Australie, en
Afrique, dans l'Asie du Sud et dans les régions tropicales de l'Amérique.

Comment ça marche ? ( cf annexe 3)
Situation normale
Les hautes pressions sont situées en bordure
des côtes Sud américaines et les basses
pressions coté Indonésie. Plus cet écart de
pression est important, plus les alizés,
balayant le Pacifique tropical de l'est vers
l'ouest, sont puissants. Ces vents
"accumulent" de l'eau chaude à la surface du
Pacifique ouest, à un tel point que la surface
de la mer est d'environ 50 cm plus haute près
de l'Indonésie qu'en Équateur.
Par opposition, l'eau du Pacifique, près des
côtes de l'Amérique du Sud, est presque 8°C
plus froide, à cause de l’upwelling qui
remonte les eaux froides des profondeurs à la
surface du Pacifique est et central. L'eau
froide le long de l'équateur, refroidit l'air au-
dessus, le rendant trop dense pour qu'il
puisse s'élever et ainsi causer de la
convection. La partie Est de l'océan demeure
donc sans nuage, alors que l'eau chaude,
située dans l'Ouest de cet océan, fournit
énormément d'énergie et d'humidité pour
créer une large zone d'intenses orages, près
de l'Indonésie.
Année El niño
Lorsque la différence de pression devient
moins importante les alizés commencent à
perdre de leur vigueur dans le centre et
l'ouest du Pacifique ; à la limite, ils pourraient
même changer de direction. L'eau chaude de
l'ouest se déplace alors vers les côtes du
Pérou.
Le centre et l'est de l'océan se réchauffent
donc, chauffant ainsi l'air humide qui le
surplombe, créant de la convection et formant
des nuages et de la pluie. Résultat : cette zone
de précipitations et d'orages s'étend alors
plus à l'est qu'habituellement. Ces orages,
fournissant à la haute atmosphère de
l'humidité et des vents, influencent le courant-
jet. Ces forts vents en altitude, qui entraînent
les systèmes météorologiques, sont déviés,
modifiant ainsi la trajectoire des tempêtes.
L'atmosphère continue de s'ajuster en
provoquant une baisse barométrique sur le
centre et l'est du Pacifique, alors que sur
l'Australie et l'Indonésie, la pression
augmente. Ces changements de pression
jouent sur la force des alizés qui continuent
encore à faiblir et à se retirer vers l'est
Les vents et leurs conséquences
Les courants
Les températures de la surface de l’océan