Maxima par bloc ou la distribution généralisée des valeurs extrêmes (GEV)

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Variabilité interannuelle du climat

Il existe deux phénomènes de grande échelle influençant sur la variabilité interannuelle du climat dans la région à l’Est de l’Océan Indien et Madagascar : l’ENSO (El Nino Southern Oscillation) et le SIOD (Subtropical Indian Ocean Dipole).

ENSO

A l’échelle interannuelle, le phénomène dominant la variabilité climatique sur la planète est El Niño. Malgré le fait qu’il se développe dans l’Océan Pacifique, les conséquences de ce phénomène se font ressentir sur l’ensemble du globe [14].
Globalement l’Océan Indien se réchauffe durant une année El Niño, mais du fait des interactions air-mer, les impacts sont prolongés dans le temps [11].

Mécanisme de l’ENSO

Le sigle ENSO (El Nino Southern Oscillation) désigne le mode de variabilité intertropicale dans le pacifique mais qui influe sur une échelle spatiale de l’ordre planétaire et d’une échelle temporelle interannuelle. Celle-ci est un couplage Océan-Atmosphère : Océan pour El Nino (EN) et Atmosphère pour SO (Southern Oscillation).
L’oscillation australe se manifeste par une bascule de pression entre le Pacifique Central (Tahiti) et le Pacifique Ouest (Darwin) associée à un déplacement de la cellule de Walker.
Le nom « El Nino » est attribué à l’année où un réchauffement océanique se produit dans l’Océan Pacifique.
Pendant une année normale, la pression réduite au niveau de la mer à Tahiti est supérieure à celle de Darwin, alors que pendant un événement El Niño, ce gradient de pression diminue, s’annule, voire s’inverse pour les événements El Niño les plus marqués [14].

Détection de l’ENSO

G. Walker (1932) a défini un indice basé sur la différence de pression en surface entre Darwin en Australie (site représentatif des variations du champ de pression dans l’Ouest du Pacifique) et Tahiti (qui se trouve dans la région ayant la plus forte corrélation négative avec Darwin) qui nous renseigne que durant :
– un événement El Niño : le SOI (indice de « Southern Oscillation Index ») doit être inférieur au premier quartile du SOI
– un événement La Niña : le SOI doit être supérieur au dernier quartile du SOI.
Variation de l’indice d’ENSO
Ce graphe montre les années où des extrêmes de réchauffements (refroidissement) de la surface de la mer ont été observés et qui correspondent à des années El Nino (la Nina), et les années neutres.

Téléconnexion associée

Ce terme signifie une forte corrélation entre différent variable dans les régions largement séparées ou éloignées. En effet, plusieurs études ont montré l’influence du phénomène ENSO sur différents phénomènes régionaux tel que les précipitations décrite par Basile Pauthier [11], la température et même sur les niveaux marins et les niveaux de vague [13], il y a aussi une augmentation de la pression au niveau de la mer par rapport à la normale qui signale des conditions atmosphériques plus sèches en Australie, Indonésie et Asie du Sud-Est [12].

SIOD

L’Océan Indien possède également un phénomène de variabilité interannuelle qui lui est propre : le Dipôle subtropical de l’Océan Indien (SIOD). Du fait de son couplage océan-atmosphère propre à l’Océan Indien, le SIOD n’a de conséquence climatique marquée que sur une échelle régionale [11].

Mécanisme du dipôle subtropical de l’océan Indien

Le Dipôle subtropical de l’Océan Indien (DOI ou SIOD en Anglais) est un phénomène d’interaction océan-atmosphère tout comme l’ENSO avec une alternance des évènements positifs et négatifs mais propre à l’Océan Indien.
Durant l’été austral, la phase positive du dipôle subtropical de l’Océan Indien se manifeste par une anomalie chaude de la température de la surface de la mer centrée à environ 27°S – 37°S et 55°E – 75°E, au Sud-Est de Madagascar, et une anomalie froide de celle-ci à l’Ouest de l’Australie centrée à environ 18°S – 28°S et 90°E – 100°E. Des vents plus forts qui règnent le long du bord Nord-Est de l’anticyclone des Mascareignes dans cette région s’intensifient et se décalent légèrement au Sud, menant à l’augmentation de l’évaporation dans l’Océan Indien oriental, d’où le refroidissement de la température de la surface de la mer au large de l’Australie. En d’autres mots, l’évaporation réduite dans la partie Sud-Ouest de l’Océan Indien cause la perte de chaleur latente saisonnière, et a donc comme conséquence l’élévation de la température dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien.
La phase négative du dipôle subtropical de l’Océan Indien est décrite par les conditions opposées, avec une anomalie chaude de la température de la surface de la mer dans la partie orientale, et froide dans la partie Sud-Ouest de l’Océan. D’une manière générale, le mode du dipôle subtropical de l’Océan Indien se développe en Décembre-Janvier, ayant sa crête en Février, puis s’affaiblie les deux mois suivants, et meurt finalement vers les mois de Mai et Juin.

Détection du SIOD

L’indice du dipôle subtropical (ou Subtropical Dipole Index (SDI), en anglais) de l’océan Indien est calculé à l’aide de la différence entre l’anomalie de la température de la surface de la mer de la région 55°E – 65°E/ 37°S – 27°S et de la région 90°E – 100°E/ 28°S – 18°S dans l’océan Indien, d’après Behera et Yamagata.
Phase positive du Dipôle subtropical de l’Océan Indien ; Source : JAMSTEC

Téléconnexion associée au SIOD

La phase positive du dipôle subtropical de l’océan Indien est connue pour améliorer les précipitations sur le Sud-Est de l’Afrique et sur le Sud-Ouest de l’Australie d’après Behera S.K. et Yamagata [43]. Mais en phase négative, le dipôle subtropical de l’Océan Indien est associé
à des conditions plus sèches sur l’Afrique extrême Sud-Est, ainsi que dans le Sud-Ouest de l’Australie.
Comme le dipôle subtropical de l’Océan Indien est influencé par la position de l’anticyclone des Mascareignes, ainsi que les forçages atmosphériques associés à celle-ci, alors les circulations atmosphériques associées à des fluctuations de vent et les hauteurs de vague sont affectées par ce phénomène.

Les extrêmes météorologiques et climatologiques

Les phénomènes extrêmes

Par climat, nous entendons communément l’état moyen de l’atmosphère associé à des conditions moyennes dans l’océan, la cryosphère, la végétation, etc. Le régime climatique d’une région se caractérise également par les variations autour de l’état moyen stable. Ces variations, appelés les anomalies climatiques, déterminent la variabilité du climat en un lieu donné [12].

Extrêmes météorologiques et climatiques

Les événements extrêmes apparaissent à des échelles spatiales et temporelles différentes ce qui différencie un évènement météorologique d’un événement climatique. Les orages et les tornades, par exemple, se produisent à courte échelle de temps (de l’ordre de la journée). L’échelle synoptique d’une durée de quelques jours est typiquement associée à des systèmes de haute ou de basse pression, qui apportent généralement des conditions météorologiques respectivement stables (chaudes/froides et sèches) ou instables (humides et venteuses). Au-delà de l’échelle synoptique, on trouve les anomalies climatiques telles que les étés secs et chauds ou les hivers humides et orageux. Les événements climatiques se différencient également par leur échelle spatiale, du phénomène local comme la tornade jusqu’au phénomène étendu comme la sécheresse [20].
Tous les différents types d’événements climatiques peuvent représenter des écarts importants à la normale climatologique, et être qualifiés comme extrêmes. Cependant, il n’est pas possible de donner une définition universelle de l’événement climatique extrême.
La définition appropriée ne peut être choisie qu’en fonction du contexte dans lequel on considère tel ou tel phénomène. Beniston et Stephenson (2004) proposent trois définitions du phénomène climatique extrême, qui reposent sur différentes notions :
– La définition peut être basée sur la rareté d’un phénomène climatique ; on doit donc considérer sa fréquence d’occurrence.
– Elle peut également être basée sur l’intensité d’un phénomène ; ceci implique la considération des dépassements d’un seuil par des variables climatiques associés à ce phénomène.
– Enfin on peut introduire la notion d’impact et s’appuyer sur des dégâts socio-économiques causés par un phénomène.
Notons bien que l’étude des événements extrêmes a tout d’abord pour objectif de mieux comprendre les processus dans le système climatique. On va ainsi adopter la définition donnée par les climatologues dans le dernier rapport du Groupe d’experts Intergouvernemental sur l’Evolution du Climat (GIEC) (IPCC, 2007) : « Un phénomène climatique extrême est un phénomène qui est rare dans le cadre de sa distribution de référence statistique à un endroit spécifique. Les définitions de « rare » varient, mais un phénomène climatique extrême serait normalement aussi rare ou plus rare que le 10ème ou 90ème percentile ». Cette définition permet de considérer deux caractéristiques importantes des extrêmes : leur fréquence et leur intensité.
En outre, des événements simples et complexes sont bien distingués. Alors que les phénomènes climatiques simples se décrivent par un seul variable (par exemple, la température) qui atteint une certaine valeur, les phénomènes complexes impliquent un ensemble de variables associés à un événement climatique particulier. Le passage d’un cyclone par exemple, se caractérise à la fois par des précipitations intenses et un vent violent qui produit à son tour une tempête de vague extrême dit marée de tempête.

Table des matières

Introduction
CHAPITRE 1 : Délimitation de la zone d’étude
1.1 Contexte géographique et délimitation administrative
1.2 Climatologie de la zone d’étude
1.2.1 Climatologie terrestre : Subdivision climatique de Madagascar
1.2.2 Climatologie marine
1.3 Activités économiques dans la zone d’étude
1.3.1 Secteur agriculture
1.3.2 Secteur élevage
1.3.3 Secteur pêche
1.3.4 Secteur transport (terrestre, aérienne et maritime)
1.3.5 Secteur tourisme
CHAPITRE 2 Variabilité interannuelle du climat
2.1 ENSO
2.1.1 Mécanisme de l’ENSO
2.1.2 Détection de l’ENSO
2.1.3 Téléconnexion associée
2.2 SIOD
2.2.1 Mécanisme du dipôle subtropical de l’océan Indien
2.2.2 Détection du SIOD
2.2.3 Téléconnexion associée au SIOD
CHAPITRE 3 : Les extrêmes météorologiques et climatologiques
3.1 Les phénomènes extrêmes
3.1.1 Extrêmes météorologiques et climatiques
3.1.2 Les paramètres météorologiques et océanographiques retenus
3.2 Influences des extrêmes sur les activités socio-économiques
PARTIE II METHODOLOGIE
CHAPITRE 4 Les données
4.1 Caractéristiques des données météorologiques et océaniques
4.2 Les indices climatiques
4.2.1 ENSO
4.2.2 SIOD
CHAPITRE 5 : Outils
5.1 Extraction des données
5.2 Analyses des données
5.3 Outils de visualisation
CHAPITRE 6 : Test des données climatiques
6.1 Test d’homogénéité
6.2 Approbation des données
6.3 Méthode de classification des données
CHAPITRE 7 Méthodologie d’analyse des extrêmes
7.1 La théorie des valeurs extrêmes
7.1.1 Maxima par bloc ou la distribution généralisée des valeurs extrêmes (GEV)
7.1.2 Approche Peaks Over Threshold (POT)
7.1.3 Estimation des paramètres
7.1.4 Méthode de « declusterisation »
7.1.5 Choix de la loi à utiliser
7.2 Téléconnexion
7.2.1 Coefficient de corrélation
7.2.2 Analyse composite
7.3 Anomalie
7.4 Calculs des niveaux et périodes de retour
PARTIE III RESULTATS ET INTERPRETATIONS
CHAPITRE 8 : Influence des paramètres météorologiques et océaniques sur les paramètres côtiers
8.1 Variation des paramètres côtiers
8.1.1 Hauteur significative de vague
8.1.2 La direction des vagues
8.2 Relation entre les différents paramètres
8.2.1 Corrélation linéaire entre la hauteur de vague et les autres paramètres
8.2.2 Corrélation entre la direction des vagues et les autres paramètres
CHAPITRE 9 Comportements des extrêmes marins en fonction des phénomènes de grande échelle
9.1 Elaboration des composites
9.2 Anomalie de hauteur significative de vague
9.3 Fréquence des extrêmes
CHAPITRE 10 Inventaires et analyses des extrêmes de vague survenues dans la zone maritime de Madagascar
10.1 Les extrêmes de hauteur significative de vague
10.2 Analyse des cas
10.2.1 Année normale et SIOD négatif : 6 au 9 Juin 1991
10.2.2 Année normale et SIOD positif : 14 au 17 Aout 1995
10.2.3 Année El Nino et SIOD positif : du 7 au 10 Juillet 1997
10.2.4 Année la Nina et SIOD négatif : du 19 au 21 Aout 1988
10.2.5 Année la Nina et SIOD positif : cas du 9 au 11 Octobre 1999
CHAPITRE 11 : Période et niveau de retour des extrêmes
11.1 Calculs des périodes de retour des extrêmes
11.2 Analyse des niveaux de retour
CHAPITRE 12 Impacts des extrêmes sur les activités socio-économiques et recommandations 
12.1 Les impacts causés par les hauteurs significatives des vagues extrêmes
12.1.1 Impacts sur les côtes
12.1.2 Impacts en mer
12.2 Recommandations
Conclusion
Bibliographie
Annexes
Annexe 1 : Variation moyenne trimestrielle de hauteur significative de vague
Annexe 2 : Résultats des estimations des lois de distribution : qqplots
Annexe 3 : Les 99ème percentiles, moyenne annuelle et les paramètres de forme et d’échelle pour la hauteur significative de vague
Annexe 4 : Indice ONI (Nino 3-4)
Annexe 5 : Indice de SIOD
Annexe 6 : Les différents types de navire qu’on rencontre sur les côtes Malagasy
Annexe 7 : Les différentes houles influençant les côtes de Madagascar
Annexe 8 : Impacts des hauteurs de vague sur les côtes d’après le modèle de Sallenger

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