Le ENSO est l’oscillation à la surface de l’océan pacifique équatorial. Il entraine des changements de grande échelle des pressions de la mer, les températures de surface de la mer, les précipitations et les vents, non seulement dans les tropiques mais aussi dans de nombreuses autres parties du globe. Il décrit les variations naturelles interannuelles de l’océan et de l’atmosphère dans le Pacifique tropical. Les températures de surface de la mer (SST) dans le centre et l’Est du Pacifique équatorial varient également.

Le ENSO se traduit par des états de SST moyennes, inférieures ou supérieures à la moyenne établit. Ainsi, lorsque les SST dans le Pacifique équatorial central et oriental sont nettement plus élevées que d’habitude une situation d’El Niño se produit. Quand les eaux du Pacifique équatorial central et oriental sont nettement plus froides que d’habitude il se produit une condition de la Niña. Une situation neutre se produit quand les températures sont équivalentes à la moyenne établit.

Pour faciliter l’observation, le pacifique tropical est divisé en plusieurs boites dont les indices de SST sont calculés. Habituellement, les anomalies sont calculées par rapport à une période de base de 30 ans.  L’indice Niño 3.4 et l’indice Océanique Niño (ONI) sont les indices les plus couramment utilisés pour définir les événements El Niño et La Niña.

Zone Nino s’observation des températures de surface océanique dans le pacifique équatorial

L’Indice d’oscillation australe (SOI) est défini comme la différence de pression normalisée entre Tahiti et Darwin. Il existe plusieurs légères variations dans les valeurs du SOI calculées dans différents centres.  Il est associé aux phases El Niño et La Niña de l’ENSO.

https://psl.noaa.gov/gcos_wgsp/Timeseries/Data/soi.long.data

https://psl.noaa.gov/gcos_wgsp/Timeseries/SOI/

La Variabilité de l’Atlantique Tropical (VAT) est la fluctuation de l’ensemble des variations de la température de la surface des mers (SST), de la pression du niveau de la mer (Pmer), de la circulation de Hadley, de la zone de convergence intertropicale (ZCIT), et des changements de la direction de vent. Sa manifestation la plus claire a lieu habituellement entre mars et mai (MAM). Ceci est dominé par les changements interannuels et décennaux.

La VAT est souvent appelée « El Niño de l’Atlantique » et est associé aux Alizés comme El Niño dans le Pacifique. Selon la force des Alizés, Sud-est, ça réchauffe l’eau de l’océan alternativement vers le Sud de l’équateur, puis au Nord, puis de nouveau au sud de l’équateur.

NB : Les anomalies importantes des précipitations dans le Sahel (Lamb, 1978) et bien d’autres régions, sont liées à la variation de l’Atlantique Tropical.

Les indices océanographiques de l’Atlantique Tropical sont :

L’Oscillation Multi-décennale de l’Atlantique (AMO) est une variation cyclique à grande échelle dans le courant atmosphérique et océanique dans l’Océan Atlantique du Nord qui se combine pour augmenter et baisser alternativement la température de la surface de l’océan Atlantique (SST).

Cette oscillation qui est multi-décennale varie sur une échelle de 50 à 70 ans avec des anomalies positives pendant environs 40 ans, suivies d’anomalies négatives pendant environs 20 ans dans l’Atlantique Nord avec une différence approximative de 0,6°C entre les extrêmes.

Les causes de l’AMO ne sont actuellement pas bien connues parce que cette oscillation est longue.

L’indice est calculé en faisant la moyenne de la SST du Nord de l’Océan Atlantique à l’équateur de l’Océan Atlantique, entre 0°N et 60°N, puis 75°W et 7.5°W. Ces basses fréquences sont associées à des changements de précipitation sur le Sahel et sur le Nord-Est du Brésil, à la fréquence et à l’intensité des ouragans en Atlantique Nord et au climat estival de l’Europe et de l’Amérique du Nord.

La différence de pression atmosphérique entre le nord et le sud à la surface de l’océan Atlantique conduit à un vent exceptionnellement fort dans le Sud-est de l’Afrique. Cette anomalie de vent affaiblit les alizés du Nord-est. Quand les Alizés sont faibles, la surface de l’océan se refroidit de moins en moins pour faire place à un réchauffement. Plus la température augmente plus la différence de pression entre le nord et sud de l’Atlantique augmente, et cause une anomalie de vent plus forte. Les phénomènes inverses se produisent si les Alizés sont forts.
La présence du réchauffement dans le Nord de l’océan Atlantique, entraine l’intensification des vents proches de l’équateur. Par conséquent, l’ITCZ (la zone intertropicale de convergence où d’importantes précipitations se produisent) se déplace de vers le nord.

Les phénomènes climatiques AMO influences la pluviométrie de l’Afrique de l’Ouest. En effet, les sécheresses au Sahel se sont surtout produites quand l’indice de l’AMO a été négative, c’est-à-dire que quand l’anomalie de la température de l’Atlantique du Nord est négative et inversement dans l’Atlantique du Sud.

Lien d’accès aux données AMO: http://www.cdc.noaa.gov/data/correlation/amon.us.long.data

Lorsque l’AMO est positive, une rétroaction positive d’air-mer se développe.

La variation de températures de surface entre l’Est et l’Ouest de l’océan Indien crée un dipôle nommé Dipôle de l’Océan Indien (ou Indien Ocean Dipole (IOD) en Anglais). La variation de l’IOD entraine un phénomène d’interaction entre l’océan et l’atmosphère dans l’Océan Indien. Cela a des impacts significatifs sur le climat de l’Inde et des pays aux alentours suivant les anomalies de la température de surface de l’Océan Indien.
L’indice de l’IOD ou DMI (Dipole Mode Index en anglais) est un indicateur du gradient de température Est-Ouest dans l’océan Indien tropical, lié au mode dipolaire ou zonal de l’océan Indien. Il est calculé en faisant la différence entre les indices WTIO (Western Tropical Indian Ocean) et SETIO (South-eastern Tropical Indian Ocean). L’intensité du Dipôle Océan Indien est représentée par son indice calculé. Les précipitations extrêmes de septembre-octobre-novembre en Afrique orientale tropicale ont été associées à des périodes de DMI élevé persistant.

Lien d’accès aux indices calculés du DMI HadISST1.1 :

https://psl.noaa.gov/gcos_wgsp/Timeseries/Data/dmi.had.long.data

Comme cela a déjà été précisé, l’indice SPI a été conçu pour quantifier le déficit de précipitations à de multiples échelles de temps, soit un calcul de moyenne sur une fenêtre glissante. Ces échelles de temps traduisent les incidences de la sécheresse sur les différents types de ressources et répondent aux besoins de différents décideurs. Les conditions météorologiques et l’humidité du sol (agriculture) réagissent relativement vite aux anomalies de précipitations, à une échelle temporelle de 1 à 6 mois par exemple, tandis que les eaux souterraines, le débit des cours d’eau et les volumes stockés dans les réservoirs sont sensibles aux anomalies de précipitations à plus long terme, c’est-à-dire à des échelles de temps de plus de 6 mois. La période sur laquelle porte l’indice SPI variera donc en fonction du type de sécheresse faisant l’objet des analyses et applications envisagées : on prendra par exemple l’indice SPI sur 1 à 2 mois pour une sécheresse météorologique, sur 1 à 6 mois pour une sécheresse agricole et sur 6 à 24 mois, voire plus, pour une sécheresse hydrologique. Lire la suite

Autres indices

Le ENSO est l’oscillation à la surface de l’océan pacifique équatorial. Il entraine des changements de grande échelle des pressions de la mer, les températures de surface de la mer, les précipitations et les vents, non seulement dans les tropiques mais aussi dans de nombreuses autres parties du globe. Il décrit les variations naturelles interannuelles de l’océan et de l’atmosphère dans le Pacifique tropical. Les températures de surface de la mer (SST) dans le centre et l’Est du Pacifique équatorial varient également.

Le ENSO se traduit par des états de SST moyennes, inférieures ou supérieures à la moyenne établit. Ainsi, lorsque les SST dans le Pacifique équatorial central et oriental sont nettement plus élevées que d’habitude une situation d’El Niño se produit. Quand les eaux du Pacifique équatorial central et oriental sont nettement plus froides que d’habitude il se produit une condition de la Niña. Une situation neutre se produit quand les températures sont équivalentes à la moyenne établit.

Pour faciliter l’observation, le pacifique tropical est divisé en plusieurs boites dont les indices de SST sont calculés. Habituellement, les anomalies sont calculées par rapport à une période de base de 30 ans.  L’indice Niño 3.4 et l’indice Océanique Niño (ONI) sont les indices les plus couramment utilisés pour définir les événements El Niño et La Niña.

Zone Nino s’observation des températures de surface océanique dans le pacifique équatorial

L’Indice d’oscillation australe (SOI) est défini comme la différence de pression normalisée entre Tahiti et Darwin. Il existe plusieurs légères variations dans les valeurs du SOI calculées dans différents centres.  Il est associé aux phases El Niño et La Niña de l’ENSO.

https://psl.noaa.gov/gcos_wgsp/Timeseries/Data/soi.long.data

https://psl.noaa.gov/gcos_wgsp/Timeseries/SOI/

La Variabilité de l’Atlantique Tropical (VAT) est la fluctuation de l’ensemble des variations de la température de la surface des mers (SST), de la pression du niveau de la mer (Pmer), de la circulation de Hadley, de la zone de convergence intertropicale (ZCIT), et des changements de la direction de vent. Sa manifestation la plus claire a lieu habituellement entre mars et mai (MAM). Ceci est dominé par les changements interannuels et décennaux.

La VAT est souvent appelée « El Niño de l’Atlantique » et est associé aux Alizés comme El Niño dans le Pacifique. Selon la force des Alizés, Sud-est, ça réchauffe l’eau de l’océan alternativement vers le Sud de l’équateur, puis au Nord, puis de nouveau au sud de l’équateur.

NB : Les anomalies importantes des précipitations dans le Sahel (Lamb, 1978) et bien d’autres régions, sont liées à la variation de l’Atlantique Tropical.

Les indices océanographiques de l’Atlantique Tropical sont :

L’Oscillation Multi-décennale de l’Atlantique (AMO) est une variation cyclique à grande échelle dans le courant atmosphérique et océanique dans l’Océan Atlantique du Nord qui se combine pour augmenter et baisser alternativement la température de la surface de l’océan Atlantique (SST).

Cette oscillation qui est multi-décennale varie sur une échelle de 50 à 70 ans avec des anomalies positives pendant environs 40 ans, suivies d’anomalies négatives pendant environs 20 ans dans l’Atlantique Nord avec une différence approximative de 0,6°C entre les extrêmes.

Les causes de l’AMO ne sont actuellement pas bien connues parce que cette oscillation est longue.

L’indice est calculé en faisant la moyenne de la SST du Nord de l’Océan Atlantique à l’équateur de l’Océan Atlantique, entre 0°N et 60°N, puis 75°W et 7.5°W. Ces basses fréquences sont associées à des changements de précipitation sur le Sahel et sur le Nord-Est du Brésil, à la fréquence et à l’intensité des ouragans en Atlantique Nord et au climat estival de l’Europe et de l’Amérique du Nord.

La différence de pression atmosphérique entre le nord et le sud à la surface de l’océan Atlantique conduit à un vent exceptionnellement fort dans le Sud-est de l’Afrique. Cette anomalie de vent affaiblit les alizés du Nord-est. Quand les Alizés sont faibles, la surface de l’océan se refroidit de moins en moins pour faire place à un réchauffement. Plus la température augmente plus la différence de pression entre le nord et sud de l’Atlantique augmente, et cause une anomalie de vent plus forte. Les phénomènes inverses se produisent si les Alizés sont forts.
La présence du réchauffement dans le Nord de l’océan Atlantique, entraine l’intensification des vents proches de l’équateur. Par conséquent, l’ITCZ (la zone intertropicale de convergence où d’importantes précipitations se produisent) se déplace de vers le nord.

Les phénomènes climatiques AMO influences la pluviométrie de l’Afrique de l’Ouest. En effet, les sécheresses au Sahel se sont surtout produites quand l’indice de l’AMO a été négative, c’est-à-dire que quand l’anomalie de la température de l’Atlantique du Nord est négative et inversement dans l’Atlantique du Sud.

Lien d’accès aux données AMO: http://www.cdc.noaa.gov/data/correlation/amon.us.long.data

Lorsque l’AMO est positive, une rétroaction positive d’air-mer se développe.

La variation de températures de surface entre l’Est et l’Ouest de l’océan Indien crée un dipôle nommé Dipôle de l’Océan Indien (ou Indien Ocean Dipole (IOD) en Anglais). La variation de l’IOD entraine un phénomène d’interaction entre l’océan et l’atmosphère dans l’Océan Indien. Cela a des impacts significatifs sur le climat de l’Inde et des pays aux alentours suivant les anomalies de la température de surface de l’Océan Indien.
L’indice de l’IOD ou DMI (Dipole Mode Index en anglais) est un indicateur du gradient de température Est-Ouest dans l’océan Indien tropical, lié au mode dipolaire ou zonal de l’océan Indien. Il est calculé en faisant la différence entre les indices WTIO (Western Tropical Indian Ocean) et SETIO (South-eastern Tropical Indian Ocean). L’intensité du Dipôle Océan Indien est représentée par son indice calculé. Les précipitations extrêmes de septembre-octobre-novembre en Afrique orientale tropicale ont été associées à des périodes de DMI élevé persistant.

Lien d’accès aux indices calculés du DMI HadISST1.1 :

https://psl.noaa.gov/gcos_wgsp/Timeseries/Data/dmi.had.long.data

Comme cela a déjà été précisé, l’indice SPI a été conçu pour quantifier le déficit de précipitations à de multiples échelles de temps, soit un calcul de moyenne sur une fenêtre glissante. Ces échelles de temps traduisent les incidences de la sécheresse sur les différents types de ressources et répondent aux besoins de différents décideurs. Les conditions météorologiques et l’humidité du sol (agriculture) réagissent relativement vite aux anomalies de précipitations, à une échelle temporelle de 1 à 6 mois par exemple, tandis que les eaux souterraines, le débit des cours d’eau et les volumes stockés dans les réservoirs sont sensibles aux anomalies de précipitations à plus long terme, c’est-à-dire à des échelles de temps de plus de 6 mois. La période sur laquelle porte l’indice SPI variera donc en fonction du type de sécheresse faisant l’objet des analyses et applications envisagées : on prendra par exemple l’indice SPI sur 1 à 2 mois pour une sécheresse météorologique, sur 1 à 6 mois pour une sécheresse agricole et sur 6 à 24 mois, voire plus, pour une sécheresse hydrologique. Lire la suite

Autres indices

The ENSO is the surface oscillation of the equatorial Pacific Ocean. It causes large-scale changes in sea pressures, sea surface temperatures, precipitation and winds, not only in the tropics but also in many other parts of the globe. It describes the natural interannual variations of the ocean and atmosphere in the tropical Pacific. Sea surface temperatures (SSTs) in the central and eastern equatorial Pacific also vary.

ENSO results in states of average, below or above average SSTs being established. Thus, when SSTs in the central and eastern equatorial Pacific are significantly higher than usual an El Niño situation occurs. When the waters of the central and eastern equatorial Pacific are significantly colder than usual, a La Niña condition occurs. A neutral situation occurs when the temperatures are equivalent to the established average.

For ease of observation, the tropical Pacific is divided into several boxes from which SST indices are calculated. Usually, the anomalies are calculated with respect to a 30-year base period.  The Niño 3.4 index and the Ocean Niño Index (ONI) are the most commonly used indices to define El Niño and La Niña events.

Nino zone observation of ocean surface temperatures in the equatorial Pacific

The Southern Oscillation Index (SOI) is defined as the normalized pressure difference between Tahiti and Darwin. There are several slight variations in the SOI values calculated in different centers.  It is associated with the El Niño and La Niña phases of ENSO.

https://psl.noaa.gov/gcos_wgsp/Timeseries/Data/soi.long.data

https://psl.noaa.gov/gcos_wgsp/Timeseries/SOI/

Tropical Atlantic Variability (TAV) is the fluctuation of the ensemble of variations in sea surface temperature (SST), sea level pressure (SLP), Hadley circulation, inter-tropical convergence zone (ITCZ), and changes in wind direction. Its clearest manifestation usually occurs between March and May (MAM). This is dominated by interannual and decadal changes.

The VAT is often called « Atlantic El Niño » and is associated with Trade Winds as El Niño in the Pacific. Depending on the strength of the Trade Winds, Southeast, it warms the ocean water alternately south of the equator, then north, then south of the equator again.

NB : The significant rainfall anomalies in the Sahel (Lamb, 1978) and many other regions, are related to the variation of the tropical Atlantic.

The oceanographic indices of the Tropical Atlantic are :

The Atlantic Multidecadal Oscillation (AMO) is a large-scale cyclic variation in the atmospheric and oceanic current in the North Atlantic Ocean that combines to alternately increase and decrease the surface temperature of the Atlantic Ocean (SST).

This multi-decadal oscillation varies on a 50-70 year scale with positive anomalies for about 40 years, followed by negative anomalies for about 20 years in the North Atlantic with an approximate difference of 0.6°C between the extremes.

The causes of the AMO are currently not well known because this oscillation is long.

The index is calculated by averaging the SST from the North Atlantic Ocean to the Atlantic Ocean equator, between 0°N and 60°N, then 75°W and 7.5°W. These low frequencies are associated with precipitation changes on the Sahel and on the North-East of the Brésil, the frequency and intensity of hurricanes in the North Atlantic and the summer climate of Europe and North America.

The difference in atmospheric pressure between the north and the south at the surface of the Atlantic Ocean leads to an exceptionally strong wind in South-East Africa. This wind anomaly weakens the Northeast Trade Winds. When the trade winds are weak, the surface of the ocean cools less and less to make room for warming. As the temperature increases, the pressure difference between the North and South Atlantic increases, causing a stronger wind anomaly. The opposite phenomena occur if the trade winds are strong.
The presence of warming in the North Atlantic Ocean, leads to the intensification of winds near the equator. As a result, the ITCZ (the intertropical convergence zone where significant precipitation occurs) moves northward.

The AMO climatic phenomena influence the rainfall of West Africa. Indeed, droughts in the Sahel occurred mainly when the AMO index was negative, i.e. when the temperature anomaly in the North Atlantic was negative and vice versa in the South Atlantic.

Access link to AMO data: http://www.cdc.noaa.gov/data/correlation/amon.us.long.data

When AMO is positive, positive air-sea feedback develops..

The variation of surface temperatures between the East and West of the Indian Ocean creates a dipole called Indian Ocean Dipole (IOD). The variation of the IOD leads to an interaction phenomenon between the ocean and the atmosphere in the Indian Ocean. This has significant impacts on the climate of India and the surrounding countries according to the anomalies of the surface temperature of the Indian Ocean.
The Dipole Mode Index (DMI) is an indicator of the East-West temperature gradient in the tropical Indian Ocean, related to the dipole or zonal mode of the Indian Ocean. It is calculated as the difference between the WTIO (Western Tropical Indian Ocean) and SETIO (South-eastern Tropical Indian Ocean) indices. The intensity of the Indian Ocean Dipole is represented by its calculated index. The September-October-November rainfall extremes over tropical East Africa have been associated with periods of persistent high DMI.

Link to the calculated indices of the DMI HadISST1.1 :

https://psl.noaa.gov/gcos_wgsp/Timeseries/Data/dmi.had.long.data

As previously stated, the SPI was designed to quantify precipitation deficit at multiple time scales, i.e., averaging over a sliding window. These time scales reflect the impacts of drought on different resource types and meet the needs of different decision makers. Weather and soil moisture (agriculture) respond relatively quickly to precipitation anomalies, at time scales of, for example, 1 to 6 months, while groundwater, streamflow, and reservoir storage volumes are sensitive to longer-term precipitation anomalies, i.e., at time scales of more than 6 months. The time period of the SPI will therefore vary according to the type of drought under analysis and application: for example, the SPI will be taken over 1 to 2 months for a meteorological drought, over 1 to 6 months for an agricultural drought and over 6 to 24 months, or even longer, for a hydrological drought. Read more

Other indices