Merle, Jacques

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Cycles et effets "retard" : l'exemple des océans

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DOSSIER 
cycles et effets << retard )) 
l’exemple des océans 
par jacques merle f ’  
Les phénomènes naturels possèdent des composantes cycliques. On connaît 
maintenant assez bien un cycle climatique long - de période voisine de 
100 O00 ans - faisant alterner des périodes glaciaires et des périodes intergla- 
ciaires chaudes comme celle que nous vivons actuellement. Ce cycle de 
100 000 ans est forcé par des variations à long terme des paramètres orbitaux 
de la terre par rapport au soleil. D’autres cycles à plus haute fréquence exis- 
tent. Le plus commun, le plus naturel, pourrait-on dire, est le cycle annuel 
qui fait alterner les saisons et rythme la vie végétale et animale. Mais quels 
sont les phénomènes physiques qui sous-tendent ces variations cycliques et 
existe-il des phénomènes cumulatifs avec des effets retard possibles ? 
deux classes de phénomènes 
Ces phénomènes cycliques sont le résultat de deux classes distinctes de phé- 
nomènes qui modifient notre environnement physique. 
Il existe des changements extérieurs s’appliquant à notre système planétaire 
qui le contraignent à évoluer. En anglais, on parle de (( forcings ’L Par exemple, 
le changement des paramètres orbitaux de la terre dans sa rotation autour du 
soleil, précédemment mentionné, a pour effet de faire varier la répartition 
saisonnière de l’énergie solaire reçue par la terre en un lieu donné. Par un 
effet d‘enchaînement complexe d’actions et de rétroactions cumulatives (feed- 
back en anglais) qu’il implique sur les éléments constitutifs de notre environ- 
nement planétaire tels que l’atmosphère, l’hydrosphère (océan), la cryosphère, 
la lithosphère, la biosphère, ces contraintes externes (à Ia fréquence approxi- 
mative de 100000ans) ont pour effet de générer une alternance de climats 
glaciaires froids et interglaciaires chauds. Dans un tel système physique forcé, 
on observe en général une réponse à la fréquence où il a été forcé (c’est le 
cas notamment de la réponse climatique saisonnière en réponse au forcing >’ 
solaire saisonnier) mais on peut obtenir des réponses à d‘autres fréquences 
plus basses ou au contraire plus élevées correspondant à des sous-multiples de 
cette fréquence principale. 
La notion de U forcing H est relative à un système clos que nous avons défini 
précédemment pour notre planète comme étant composé de l’ensemble at- 
mosphère - hydrosphère (océan) - cryosphère -lithosphère et biosphère. Mais 
ce système peut continuer longtemps à varier après que les forcings exté- 
361308 Economie et Humanisme, no 308, juillet-ao0t 1989 
CYCLES ET EFFETS RETARD 
i 
rieurs précédemment décrits ont cessé, et la disparité des éléments constituants 
ce système, ainsi que leurs différents temps de réponse, peuvent conduire à 
considérer qu’un état d’équilibre statistique moyen ne sera jamais atteint. 
On voit apparaître ainsi ici la deuxième classe de phénomène susceptibles 
de générer une variabilité du climat et de l’environnement : c’est l’autovaria- 
tion des éléments constitutifs du système planétaire atmosphère, hydrosphère 
(océan), etc ... Quelques approfondissements sont nécessaires. C‘est Edward 
Lorenz, météorologue et mathématicien américain, principalement connu pour 
avoir introduit la notion de chaos en météorologie et trouvé un champ d’ap- 
plication physique à la théorie mathématique dite des * attracteurs étranges P 
qui, le premier, a développé le concept de I’intransivité du climat. Lorenz posa 
en 1968 une question fondamentale : le climat est-il stable ? En d‘autres termes, 
en l’absence de tout <( forcing P extérieur, le système atmosphère-océan-cryos- 
phère-lithosphère-biosphère, après un temps plus ou moins long et même infini, 
tend-il vers un état statistique stable ? Et cet état stable est-il unique ? 
Par analogie avec les séries temporelles aléatoires dites transitives si leurs 
statistiques sont stables et indépendantes des conditions initiales, dites intran- 
sitives si elles ne le sont pas, Lorenz envisage des états climatiques transitifs 
et intransitifs. Simulant des systèmes non linéaires beaucoup plus simples que 
ceux reliant l’atmosphère à l’océan, par exemple, il trouve que ces systèmes 
peuvent avoir tendance à fluctuer de façon irrégulière autour de deux ou plu- 
sieurs états d‘équilibre possibles. Ces états stables limites sont aujourd’hui 
appelés des attracteurs. Une totale intransivité est cependant difficilement ac- 
ceptable physiquement. Plus réaliste semble être la notion de quasi intransi- 
vité. Dans cette hypothèse, le système climatique évoluerait entre des états 
stables différents, se maintiendrait pendant une certaine période dans l’un des 
états possibles, puis passerait brutalement à un autre état, etc ... 
L‘hypothèse suivant laquelle la variabilité climatique à courte période, de 
quelques mois à quelques décennies, est avant tout due à l’autovariation du 
système couplé océan-atmosphère-cryosphère est généralement bien admise. 
A des échelles plus longues de l’ordre du siècle et du millénaire, on peut 
également prendre en compte les deux éléments restants du système plané- 
taire : la lithosphère dont la géométrie peut changer (éruption volcanique, 
érosion, mouvements isostatiques etc ...) et la biosphère. 
La biosphère mérite ici un développement particulier. Jusqu’à l’époque in- 
dustrielle, les espèces végétales et animales, dont l’homme, s’intégraient dans 
les cycles naturels sans qu’une action endogène spécifique de la biosphère sur 
les autres milieux, puisse être consid6rCe comme significative. La biosphère 
subissait le stress environnemental et s’adaptait avec une constante de temps, 
quelquefois assez longue, de l’ordre du millénaire, mais cependant sans ré- 
troaction déterminante sur l’issue de l’évolution du système planétaire (état 
chaud - état froid). I1 en est différemment aujourd‘hui : la biosphère, du fait 
de l’homme, qui agit sur le reste de l’environnement et qui en constitue ac- 
tuellement l’dément le plus explosif et peut-être le plus imprévisible, doit être 
considérée comme un élément interne déterminant de l’évolution du climat et 
de l’environnement à toutes les échelles de temps. 
37 
Q 
JACQUES MERLE 
Ainsi l’autovariation interne du système planétaire dont l’homme est partie 
intégrante, constitue la source de variabilité principale du climat et de l’en- 
vironnement indépendamment des sources de variabilité externes d’origine as- 
tronomique et cosmique. Ce constat masque cependant notre profonde 
ignorance de l’évolution probable du système aux différentes échelles de temps. 
Le problème est d’une très grande complexité. On ignore presque tout de 
l’évolution spécifique possible de chacun des milieux, de leur constante de 
temps propres, des seuils critiques, s’ils existent, au-delà desquels on peut 
changer de régime et où un système action-rétroaction peut se mettre en route 
dans un sens ou dans l’autre (feed-back positifs ou négatifs). Seuls quelques 
scenarii-types sont envisagés actuellement avec des modèles simplifiés, en pre- 
nant un élément du système et en faisant évoluer un de ses paramètres phy- 
siques d’une certaine quantité donnée. A titre d’exemple, le graphique ci-joint 
(fig. 1)  montre 3 scenarii issus de 3 modèles différents présentant l’évolution 
de la température moyenne de la planète et du niveau moyen des océans si 
le taux de gaz carbonique actuellement déversé dans l’atmosphère est main- 
tenu. On peut voir sur ce cas concret et relativement simple qu’en raison de 
notre ignorance, l’incertitude sur l’évolution de notre environnement reste 
énorme. 
un exemple d’effet retard : le réchauffement (ou refroidissement) 
de l’océan et ses conséquences 
Des 5 milieux essentiels qui constituent notre système planétaire déjà cités, 
on commence à connaître l’interaction des deux principaux : l’atmosphère et 
I 
i 
4 4  
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I 3 . 1  
I 
scénario haut i (taux O,I%/dbnnie) scénario i 
moyen 
(taux 0.3% 
/dbnnie) 
: ....i 
I 
, I I 
1860 1900 1940 1980 2020 2060 2100 ann& 
EVOLUTION DE LA TEMPERATURE MOYENNE DE LA PLANETE 
Fj . La. Changement de la température moyenne de la terre prévue par 3 scenarii 
celle observée en 1987. 
dl P férents en réponse à une émission de gaz carbonique constante et égale à 
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CYCLES ET EFFETS RETARD 
(cm) 150 
- 
- 
- 
100 - -- 
-. 
- 
-. 
50 -. 
-. 
- 
-. 
-. 
O 
(1) La Whosph&e et la bios- 
phere ne stockent pas et ne 
transportent pas d'6nergie en 
grande quantite B la surfece 
de la planete mais elles 
&agissent localement dans 
I'atmosphere : Bvapo-trans- 
piration pour le milieu v8g6tal. 
¿mission et absorption de 
gar carbonique pour l'en- 
semble de la biosphere (y 
compris pour I'activitB hu- 
maine). La cryosphh par 
contre possede des capacites 
de stockage thermique non 
n6gligeables. La couverture 
de neige et de glace TOOU- 
vrant les terres et les oceans 
subit des variations saison- 
nihas importantes l ibs au8 
holutions de la temp6rature 
atmosph6rique moyenne ; en 
retour, CBS variations d'6ten- 
due, par feed-back positif, 
font varier la quantite d'Bner- 
gie r&nise vers l'espace et 
joue un r8le important dans 
I'Bquilibre climatique. L'¿ve 
lution de la cryosphere est 
Qgalement en relation Btroite 
avec le niveau de I'ocBan. 
-. I 
scénario haut * I  
(taux 24 cm/d&cennie) L; suhario 
moyen 
i (taux 5,5cm 
! Idkennie) 
'ts...-- 
I- - 
. a *  
..e-. 
..-a- scknario bas 
(taux - 1 cm/ 
dhnnie)  
i *.4- 
*.....*** - -.... -- ....* d..:*. .d. -&-- ' 
I r r a  1 
1860 1900 1940 1980 2020 2060 2100 
ann& 
EVOLUTION DU NIVEAU MOYEN DES OCEANS 
Fig. 1.b Changement du niveau moyen des océans (en centimètres) pour les mêmes 
conditions. (extrait du rapport n"225 du programme mondial de recherche sur 
le climat : N Developing policies for responding to climatic change w - avril 1988 
- WMO. Genève). 
l'océan. Les interactions entre l'océan et l'atmosphère expliqueraient l'essentiel 
de la variabilité de notre environnement climatique dans la gamme de temps 
qui va de quelques mois à quelques siècles, voire au millénaire. En effet, si 
l'on néglige provisoirement la lithosphère, la cryosphère et la biosphère ( 1 ), 
l'atmosphère et l'océan sont les deux milieux qui rééquilibrent thtrmiquement 
la planète en transportant, à parts égales, la chaleur reçue en excès aux la- 
titudes tropicales vers les moyennes et hautes latitudes où cette chaleur est 
restituée à l'espace. 
L'atmosphère est la composante la plus variable du système. Elle a un temps 
d'ajustement thermique relativement court, de l'ordre de trois semaines à un 
mois, ce qui permet de dire qu'elle ne conserve la P( mémoire H d'une pertur- " 
bation thermique ou dynamique que pendant un mois au maximum. Bien 
qu'elle occupe un volume important, sa capacité de stockage énergétique, prin- 
cipalement thermique, n'est pas très grande, elle opère cependant des trans- 
ports énergétiques horizontaux et verticaux importants à grande vitesse (vent). 
L'océan constitue un énorme réservoir d'énergie thermique à cause de sa 
masse importante et de la valeur élevée de la chaleur spécifique de l'eau. On 
estime que la capacité calorifique de l'océan est. 1 200 fois plus élevée que 
celle de l'ensemble de l'atmosphère. Les courants océaniques peuvent trans- 
porter cette énergie depuis les régions équatoriales où elle, est reçue en excès, 
vers les régions tempérées et polaires où elle est restituée à l'atmosphère. Ces 
transports océaniques s'effectuent à des échelles de temps de l'ordre du mois 
39 
JACQUES MERLE 
à l’année pour les courants superficiels mais peuvent atteindre des constantes 
de temps de plusieurs siècles pour les courants profonds. C‘est ce qui fait dire 
que l’océan a une mémoire longue B des perturbations énergétiques affectant 
le système climatique et justifie son rôle primordial dans l’évolution du climat. 
A l’interface du système couplé océan-atmosphère, l’énergie s’échange sous 
plusieurs formes (chaleur, notamment, masse) à diverses échelles et selon un 
enchaînement complexe de phénomènes physiques. 
Deux types d‘effets retard ont été observés pour l’océan. Le premier affecte 
la couche superficielle chaude des régions tropicales du Pacifique à une échelle 
de temps courte, s’étendant sur une période de deux à quatre ans. Le phé- 
nomène est connu sous le nom d’El Nino et d’Oscillation Australe. Le deuxième 
affecte les couches profondes (de 1 O00 à 5 O00 mètres de profondeur) de la 
circulation méridienne planétaire qui redistribuent l’énergie thermique reçue 
en excès dans les régions équatoriales vers les régions polaires. Sa constante 
de temps théorique est beaucoup plus longue, de l’ordre du millénaire. 
En ce qui concerne El Nino et l’Oscillation Australe, ce phénomène est le 
résultat d’une instabilité spontanée (ou forcée) entre l’atmosphère et l’océan 
tropical. Le météorologue allemand J. Bjerknes fut le premier à associer le 
réchauffement océanique près des côtes du Pérou à une vaste oscillation du 
système océan-atmosphère, affectant l’ensemble de la région indo-pacifique. 
II montra qu’il existait une corrélation négative entre la pression atmosphé- 
rique superficielle de la région située au nord de l’Australie et de l’Indonésie, 
et la pression atmosphérique de la région située aux environs de l’île de Pâques 
et de Tahiti. C‘est l’oscillation Australe, Lorsque la pression atmosphérique 
est plus basse que la moyenne pendant plusieurs mois sur la région Australie- 
Indonésie, elle est, au contraire, plus élevée que la moyenne à 10 O00 kms de 
là, dans l’océan Pacifique central (vers l’île de PGques et Tahiti). Ces oscil- 
lations de la pression atmosphérique sont aussi corrélées aux variations de la 
température de surface de l’océan dans la région située au large des côtes du 
Pérou et de l’Equateur, siège d‘El Nino. Lorsque l’index de l’Oscillation Aus- 
trale, qui se définit par la différence de pression au niveau de la mer entre 
Darwin (nord de l’Australie) et l’île de Pâques, est à son minimum, l’anomalie 
thermique chaude caractéristique d’<< El Nino >) apparaît au large du Pérou et 
de 1’Equateur. 
Depuis le début des années 1950, on dispose de moyens d’observation suf- 
fisants, qui ont permis d’étudier 12 phénomènes El Nino associés à l’oscil- 
lation Australe. L’avant-dernier en date est apparu au cours de l’été de 1982 
et s’est développé tout au long de l’année 1983 avec une intensité jamais 
observée jusqu’alors. Son impact climatologique a été considérable et a attiré 
l’attention des médias pendant plusieurs mois. Ces 12 derniers El Nino et les 
événements climatologiques qui leur sont associés, ne se sont pas tous déroulés 
suivant les mêmes schémas et il est impossible, à l’heure actuelle, d’affirmer 
que ces oscillations météo-océaniques sont l’effet de l’autovariation naturelle 
des 2 milieux ou, au contraire, soit le résultat des à-coups du système interactif 
en réponse à des chocs naturels (éruptions volcaniques) ou artificiels. Indé- 
pendamment de ses causes profondes, ce phénomène montre qu’une pertur- 
bation ou oscillation naturelle peut se développer sur un cycle de plusieurs 
années en affectant, de façon spectaculaire, les conditions climatiques de ré- 
->- ___I, 
CYCLES ET EFFETS RETARD 
gions aussi vastes que l'océan Pacifique sud, l'Australie, l'Indonésie, le Pérou 
et les côtes d'Amérique du Sud et du Nord, créant des sécheresses prolongées 
ou au contraire des inondations catastrophiques. Ce phénomène est l'illustra- 
tion la plus précise et la mieux étudiée actuellement que nous ayons d'un effet 
retard de courte période s'établissant entre l'océan et l'atmosphère. 
En ce qui concerne le transport méridien de chaleur opéré par les couches 
profondes des océans, un effet retard de plusieurs siècles est attendu, compte- 
tenu du temps de parcours théorique d'une particule d'eau qui, plongeant aux 
hautes latitudes, réapparaîtrait à la surface des régions tropicales pour ac- 
quérir de la chaleur et cheminerait de nouveau en profondeur vers les pôles 
pour délivrer de nouveau cette chaleur à l'atmosphère. Ce transport de chaleur 
méridien à l'échelle mondiale a été estimé dans l'Atlantique de l'ordre de 
1 Peta Watt à 1015 Watt. Un effet retard induit par cette circulation océanique 
profonde et consécutif au réchauffement récent du climat global de la planète 
(1/2" degré C depuis le début du siècle) a été mis en évidence par deux 
campagnes océanographiques effectuées au même endroit à 30 ans d'écart. 
Entre 1950 et 1980, on a noté des différences significatives de température 
de l'ordre du dixième de degré C dans les eaux profondes de 2 à 4 O00 mètres 
de l'Atlantique Nord, ce qui conduit à un changement important du transport 
de chaleur associé. C'est la première fois qu'à été mis en évidence un chan- 
gement global de la circulation océanique qui semble en relation avec le chan- 
gement de température de la planète, certes modeste (1/2" C), observé depuis 
le début du siècle. I1 est trop tôt pour établir de façon définitive une relation 
directe de cause à effet entre ces deux faits mais l'observation de la circulation 
océanique actuelle montre qu'elle n'est pas permanente et qu'elle peut évoluer 
lentement mais durablement dans l'ensemble de sa masse confortant ainsi 
l'hypothèse que cette circulation est en relation étroite avec le climat actuel. 
Les observations paléocéanographiques montrent que la circulation océanique 
des périodes glaciaires était très différentes et également en relation étroite 
avec le climat de cette époque. On ne sait qui, de l'air ou de l'eau, détient la 
clé du changement et précède l'autre mais ce que l'on sait, c'est que, par sa 
grande inertie thermique, l'océan peut mémoriser des anomalies. Toutes les 
perturbations climatiques même de faible amplitude comme le réchauffement 
que nous observons en ce moment et que certains pensent être dû à l'effet de 
serre causé par l'accroissement de gaz carbonique dans l'atmosphère, se mar- 
quent et s'additionnent dans l'océan à l'échelle de plusieurs siècles au moins. 
Ceci n'est qu'un exemple d'un effet retard possible et accessible à nos moyens 
d'observations actuels. I1 fait l'objet d'un grand programme international : 
WOCE qui mobilisera à partir de 1991, pour la première fois, une fraction 
importante des forces de recherche océanographique du monde, en associant 
des observations par navires de recherche, des satellites et des modèles nu- 
mériques développés sur les plus puissants calculateurs existants actuellement. 
Nous pourrons peut-être alors comprendre et simuler plus précisément le rôle 
de l'océan dans l'établissement et l'évolution du climat. 
jacques merle 
15 mai 1989 
Jacques Merle, directeur de recherche à l'OkSTOM. Océanographe 
Physicien. 
41 


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