L’Océan Indien et sa variabilité

L’océan Indien s’étend sur 9600 km du nord au sud depuis le golfe du Bengale jusqu’à l’Antarctique, et d’ouest en est sur 7600 km de l’Afrique à l’Australie (Figure 1.8). L'océan Indien, y compris les mers adjacentes (par exemple, la mer d'Oman, le golfe du Bengale, et l'océan Austral), couvre 73 426 000 km², soit environ un cinquième du total mondial du domaine océanique. Il a une profondeur moyenne de 3890 m, ce qui est à peu près équivalent à la profondeur moyenne des océans mondiaux (Demopoulos et al. 2003).

Par rapport à l' océan Atlantique et l’océan Pacifique, l'océan Indien est resté peu exploré scientifiquement jusqu'à l’International Indian Ocean Expedition en 1962-1965, dont les résultats ont été publiés dans the Atlas of the Indian Ocean (Wyrtki 1973, Demopoulos et al. 2003).

Sa partie nord est limitée par la masse continentale indo-asiatique ; sa partie occidentale est bornée par la côte est du continent africain et la péninsule arabique et sa partie orientale est limitée par la péninsule sud-asiatique, l’archipel indonésien et le sous-continent australien. Il est le seul des trois océans (Pacifique, Atlantique et Indien) à ne pas atteindre les deux pôles..

Les caractéristiques géomorphologiques de l'océan Indien comprennent des plaines abyssales, de nombreux plateaux et de nombreuses dorsales océaniques (Ingole & Koslow 2005), peu de monts sous-marins et d’îles (contrairement aux autres océans).

Ces caractéristiques singulières scindent l’océan Indien (de part et d’autre du méridien 72°E) en sous-ensembles géographiques aux conditions océaniques et hydrologiques particulières, appelés bassins (e.g. le golfe du Bengale, le bassin de l’océan Indien central, le bassin nord-australien, le bassin ouest-australien …)(figure 1.8).

Cette caractéristique majeure octroie à l’océan Indien des régimes météorologiques et océanographiques singuliers par rapport aux autres océans. C’est cette configuration particulière qui donne lieu au régime de moussons. Ainsi, il ne reçoit aucune influence tempérée boréale, mais est fortement influencé par le régime de la mousson indienne, surtout dans sa partie nord (Schott & McCreary 2001).

La mousson dite « de nord-est » concerne les mois de novembre à avril, soit l’hiver boréal. Pendant cette période, la température du continent asiatique est plus faible que celle de la surface océanique. De ce fait, un gradient de température apparait entre les masses d'air au dessus des zones continentales, plus froides et celles au dessus de l'océan. Ce gradient de température entraine

Figure 1.8: Topographie de l’océan Indien montrant les différents bassin océaniques et dorsales. Les isobathes 4000m, 2000m et 1000m. Dans (Pinet 2012) d’après (Tomczak et Godfrey , 1994 )

un gradient de pression, plus élevée au dessus du continent Indien (car l'air froid est plus lourd) et plus basse au dessus de l'océan. Ce gradient de pression génère des vents importants soufflants de la terre vers la mer. Ainsi, lors de la mousson dite de nord-est, les vents de nord-est sont modérés et secs (figure 9.1 A).

La mousson de « sud-ouest » s’établit entre les mois de mai et octobre, en été boréal. Le processus de formation de la mousson s'inverse. La température à la surface du sol augmente plus vite que celle de la surface océanique. Les couches d'air qui sont à son contact s'échauffent à leur tour. L'air devient plus léger et s'élève : une dépression thermique se forme sur la terre. Sur les eaux plus froides de l'océan, un processus inverse est à l'origine de la formation d'un anticyclone. Il s'établit, entre la mer et le continent, des vents de sud-ouest d'origine tropicale, très chauds, chargés d'humidité, dirigés de la mer vers la terre. Dès leur arrivée sur le sous-continent indien, ces masses d'air donnent naissance à des formations nuageuses et à des pluies abondantes (figure 9.1 B).

Figure 1.9: Carte de la circulation superficielle des courants dans l’océan Indien en période de mousson de nord-est (A) et de sud-ouest (B). (d’après Schott & Mc Creary 2001).

Un autre forçage important influence le climat de l’Océan Indien : c’est le Dipôle de l'Océan Indien (IOD). C’est un phénomène d'interaction océan- atmosphère avec une alternance d'évènements positifs et négatifs. Lors des phases positives du dipôle de l’océan Indien, la partie orientale de l’océan est plus froide que la normale, tandis que la partie occidentale est plus chaude. Cette anomalie de température des eaux de surface modifie la circulation atmosphérique. À l’est, elle réduit la convection atmosphérique (ascendance d’air chaud et humide) et diminue les précipitations. À l’ouest, à l’inverse, elle les augmente. De plus, ce changement de convection accélère les alizés le long de l’équateur, ce qui provoque la remontée d’eaux profondes froides à l’est et renforce le contraste de températures entre les deux bords de l’océan. La phase positive du dipôle de l’océan Indien tend ainsi à provoquer des sécheresses en Asie de l’Est et en Australie, et, au contraire, des inondations dans certaines parties du sous-continent indien et en Afrique orientale (Saji et al. 1999). Ces conséquences climatiques sont importantes : en phase positive, on observe des inondations en Afrique de l'est, une mousson indienne supérieure à la normale et une sécheresse en Indonésie et dans plusieurs régions d'Australie (figure 1.10).

Figure 1.10 : Schéma des anomalies de la SST (en rouge SST se réchauffant ; en bleu se refroidissant) pendant (a) un événement positif et pendant (b) un événement négatif du Dipôle Océan Indien. Les taches blanches indiquent l'activité nuageuse et pluvieuse. Les flèches indiquent la direction du vent (http://la.climatologie.free.fr).

Les forçages climatiques sont ainsi la conséquence des forts contrastes thermiques qui se créent entre l'océan et le continent ou entre l’est et l’ouest qui modifient le régime des vents, les courants ainsi que les températures de surface.