Monsoon: Théories classiques et modernes de la mousson

La théorie classique et la théorie moderne sont les deux théories principales de la mousson.

L'origine des moussons est toujours entourée de mystère. Plusieurs tentatives ont été faites pour expliquer le mécanisme de la mousson, mais aucune explication satisfaisante n’est disponible à ce jour.

Courtoisie d'image: upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/9/91/Monsoon_clouds_Lucknow.JPG

Au fil des ans, de nombreux mystères de la mousson ont été révélés, mais il reste encore beaucoup à faire. Les théories concernant les moussons sont généralement divisées en deux grandes catégories:

1. théorie classique, et

2. Théories du modem.

1. Théorie classique:

Bien que la mousson soit mentionnée dans nos anciennes écritures comme le Rig Veda et dans les écrits de plusieurs érudits grecs et bouddhistes, le crédit pour les premières études scientifiques sur les vents de la mousson revient aux Arabes. Vers le Xe siècle environ, Al Masudi, un explorateur arabe de Bagdad, a rendu compte du renversement des courants océaniques et des vents de mousson sur le nord de l’océan Indien. La date du début de la mousson en plusieurs endroits a été rapportée par Sidi Ali en 1554 après JC

En 1686, le célèbre anglais Sir Edmund Hailey expliqua la mousson comme résultant des contrastes thermiques entre les continents et les océans dus à leur chauffage différentiel. En conséquence, Hailey a conçu les moussons d’été et d’hiver en fonction de la saison.

a) la mousson d'été:

En été, le soleil brille verticalement sur le tropique du cancer, ce qui entraîne des températures élevées et des pressions basses en Asie centrale, alors que la pression est encore suffisamment élevée sur la mer d'Oman et la baie du Bengale. Cela induit un flux d'air de la mer vers la terre et entraîne de fortes précipitations en Inde et dans les pays voisins.

b) la mousson d'hiver:

En hiver, le soleil brille verticalement sur le tropique du Capricorne. La partie nord-ouest de l'Inde devient plus froide que la mer d'Arabie et la baie du Bengale et le flux de la mousson est inversé (Fig. 5.1).

Les idées de Hailey sont fondamentalement les mêmes que celles impliquées dans les brises de terre et de mer, sauf que dans le cas de la mousson, le jour et la nuit sont remplacés par l'été et l'hiver et que l'étroite bande côtière et la mer adjacente sont remplacées par de grandes portions de continents et d'océans.

2. Théories modernes:

La théorie classique de Hailey basée sur le chauffage différentiel de la terre et de l'eau en tant que principale force motrice des vents de mousson a dominé la scène pendant environ trois siècles. Cependant, les moussons ne se développent pas partout de la même manière et le concept thermique de Hailey ne parvient pas à expliquer les subtilités des moussons. Outre le chauffage différentiel, le développement de la mousson est influencé par la forme des continents, l'orographie et les conditions de circulation de l'air dans la haute troposphère.

Par conséquent, la théorie de Hailey a perdu beaucoup de son importance et les théories modernes basées sur les masses d'air et les courants de jets deviennent de plus en plus pertinentes. Bien que les idées de Hailey n’aient pas encore été rejetées à juste titre, des études menées au cours des cinq dernières décennies ont jeté beaucoup de lumière sur la genèse des moussons.

Durant ces années, Flohn, Thompson, Stephenson, Frost, MT Yin, Hwang, Takahashi, E. Palmen, C. Newton et les météorologues indiens, dont P. Koteswaram, Krishnan, Raman, Ramanathan, Krishna Murti, Rama Rattan, Ramaswami, Anas Krishnan, etc. ont beaucoup contribué à l’étude des vents de mousson.

Théorie des masses d'air:

Les alizés du sud-est dans l'hémisphère sud et les alizés du nord-est dans l'hémisphère nord se rejoignent près de l'équateur. Le lieu de rencontre de ces vents est connu sous le nom de zone de convergence intertropicale (ZCIT).

Les images satellite révèlent qu'il s'agit de la région de l'air ascendant, des nuages ​​maximum et des pluies abondantes. L'emplacement de la ZCIT se déplace vers le nord et le sud de l'équateur avec le changement de saison. En été, le soleil brille verticalement sur le tropique du cancer et la ZCIT se déplace vers le nord.

Les alizés sud-est de l'hémisphère sud traversent l'équateur et commencent à couler du sud-ouest au nord-est sous l'influence de la force de Coriolis (Fig. 5.2). Ces alizés déplacés sont appelés moussons du sud-ouest lorsqu'ils survolent le sous-continent indien. Le front où la mousson du sud-ouest rencontre les alizés du nord-est est appelé le front de la mousson.

Au mois de juillet, la ZCIT, qui se situe dans la plaine indo-gangétique et la mousson du sud-ouest, souffle de la mer d'Oman et du golfe du Bengale (Fig. 5.3). La ZCIT occupant cette position est souvent appelée le creux de la mousson.

H. Flohn du Bureau météorologique allemand, tout en rejetant la théorie classique de l'origine de la mousson, a suggéré que la mousson tropicale de l'Asie tropicale est simplement une modification des vents planétaires des tropiques. Il pense que la dépression thermique du nord de l'Inde et la mousson qui l'accompagne sont simplement un déplacement inhabituellement important du nord de l'Inter-Tropical.

Zone de convergence (NITCZ). Le décalage saisonnier de la ZCIT a donné le concept de zone de convergence intertropicale septentrionale (NITCZ) en été (juillet) et de zone de convergence intertropicale méridionale (SITCZ) en hiver (janvier). Le fait que la NITCZ soit portée à environ 30 ° de latitude peut être associé à la température exceptionnellement élevée au nord de l'Inde.

Selon cette interprétation, le principal courant occidental de la mousson est simplement constitué par les vents d'ouest équatoriaux élargis qui sont noyés dans la grande masse de vents d'est tropicaux ou d'alizés. La NITCZ est la zone de nuages ​​et de fortes précipitations.

Théorie Jet Stream:

Le jet stream est une bande d’air rapide d’ouest en est que l’on trouve habituellement dans les latitudes moyennes de la haute troposphère, à une altitude d’environ 12 km. La vitesse du vent dans un courant-jet d'ouest est généralement de 150 à 300 km / h, avec des valeurs extrêmes atteignant 400 km / h. Le courant-jet est la dernière théorie en ce qui concerne l'origine de la mousson et a été salué dans le monde entier par les météorologues.

MT Yin (1949), tout en discutant de l'origine des moussons, exprima l'opinion que l'éclatement de la mousson dépendait de la circulation en altitude. Le creux en altitude à basse latitude passe de 90 ° E à 80 ° E en réponse au déplacement vers le nord du jet-stream occidental en été. Le jet sud devient actif et les fortes pluies sont causées par la mousson du sud-ouest.

Les idées de Yin sont bien reconnues par Pierre Pedelaborde (1963) dans son livre intitulé "La mousson". La carte, illustrant le décalage saisonnier du jet-stream d’ouest, a été reproduite à la figure 5.4. Il montre qu'en hiver, le courant-jet occidental coule le long des pentes sud de l'Himalaya, mais en été, il se déplace vers le nord de façon assez spectaculaire et coule le long de la bordure nord du plateau du Tibet. Les mouvements périodiques du flux de jets sont souvent des indicateurs du début et du retrait ultérieur de la mousson.

P. Koteswaram (1952) a présenté ses idées sur les vents de mousson sur la base de ses études sur la circulation de l'air en altitude. Il a essayé d'établir une relation entre la mousson et les conditions atmosphériques régnant sur le plateau du Tibet.

Le Tibet est un plateau ellipsoïdal situé à environ 4 000 m d'altitude et d'une superficie d'environ 4, 5 millions de km2. Ce plateau est entouré de chaînes de montagnes qui culminent à 6 000 - 8 000 m d'altitude. Il est chauffé en été et il fait plus chaud que l'air dans les régions voisines de 2 à 3 ° C.

Koteswaram, soutenu par Flohn, estime que le plateau du Tibet étant une source de chaleur pour l'atmosphère, il génère une zone de montée d'air. Au cours de son ascension, l'air se propage vers l'extérieur et s'enfonce progressivement dans la partie équatoriale de l'océan Indien.

À ce stade, l'air ascendant est dévié vers la droite par la rotation de la Terre et se déplace dans le sens inverse des aiguilles d'une montre, ce qui crée des conditions anticycloniques dans la haute troposphère du Tibet d'environ 300 à 200 mb (9 à 12 km). Il s’approche enfin de la côte ouest de l’Inde sous forme d’un courant de retour venant du sud-ouest et est appelé ouest occidental équatorial (Fig. 5.5). Il capte l'humidité de l'océan Indien et provoque des pluies abondantes en Inde et dans les pays voisins.

La mousson du sud-ouest de l'Asie méridionale est recouverte de forts alizés d'est avec un jet prononcé de 100 à 200 mb. Ces vents d'est, qui enregistrent souvent des vitesses supérieures à 100 noeuds, sont connus sous le nom de Jetstream Eastly des tropiques.

Le courant jet d'est a été inventé pour la première fois par P. Koteswaram et PR Krishna en 1952 et a suscité un intérêt considérable de la part des météorologues tropicaux. Une étude minutieuse des jets suggèrerait que le noyau du jet de l’est se trouve à 13 km (150 mb), tandis que celui du jet de l’ouest est à 9 km. Au-dessus de l’Inde, l’axe des vents les plus forts du jet d’est peut s’étendre de la pointe sud de la péninsule jusqu’à environ 20 ° de latitude nord. On peut enregistrer dans ce courant de jet des vitesses de vent supérieures à 100 nœuds.

La figure 5.6 montre l’axe du jet d’est à 12 km (200 mb). La figure montre qu'il existe un jet subtropical d'ouest au nord de l'Himalaya, en plus du jet d'est sur l'Inde péninsulaire. La figure 5.4 a déjà clairement montré que le jet-stream d'ouest se situe sur les pentes sud de l'Himalaya en hiver, mais il se déplace soudainement vers le nord avec le début de la mousson.

Les mouvements périodiques du jet-stream subtropical fournissent une indication utile du début et du retrait ultérieur de la mousson. En fait, le mouvement du jet subtropical vers le nord est la première indication du début de la mousson au-dessus de l'Inde.

Des observations récentes ont révélé que l'intensité et la durée du chauffage du plateau du Tibet avaient une incidence directe sur les précipitations en Inde au cours de la mousson. Lorsque la température estivale de l'air au-dessus du Tibet reste suffisamment élevée pendant une longue période, cela contribue à renforcer le jet d'est et entraîne de fortes précipitations en Inde.

Le jet d'est ne naît pas si la neige sur le plateau du Tibet ne fond pas. Cela entrave la survenue de précipitations en Inde. Par conséquent, toute année de neige épaisse et généralisée sur le Tibet sera suivie d'une année de mousson faible et de précipitations moins abondantes.

Thomson (1951), Flohn (1960) et Stephenson (1965) ont exprimé des points de vue plus ou moins similaires, mais le concept de Flohn est largement accepté. Ces idées peuvent être expliquées en considérant les conditions hivernales et estivales d'une grande partie de l'Asie.

Hiver:

C'est la saison des vents soufflant en surface mais le flux d'air d'ouest domine vers le haut. Les sommets d'ouest sont divisés en deux courants distincts par l'obstacle topographique du plateau du Tibet, l'un se dirigeant vers le nord et l'autre vers le sud du plateau. Les deux branches se réunissent au large de la côte est de la Chine (Fig. 5.7).

La branche sud au-dessus du nord de l'Inde correspond à un fort gradient thermique latitudinal qui, avec d'autres facteurs, est responsable du développement du jet sud. La branche sud est plus forte, avec une vitesse moyenne d’environ 240 km / h à 200 mb, contre 70 à 90 km / h de la branche nord.

L'air s'abaissant sous ce courant extrême d'ouest provoque des vents secs de nord venant de l'anticyclone subtropical sur le nord-ouest de l'Inde et du Pakistan. Les vents de surface soufflent du nord-ouest sur la plupart des régions du nord de l'Inde.

Le jet supérieur est responsable du pilotage des dépressions occidentales de la mer Méditerranée. Certaines des dépressions se poursuivent vers l'est, se redéveloppant dans la zone de confluence du jet-stream à environ 30 ° de latitude nord et 105 ° de longitude est au-delà de la zone d'affaissement sous le vent au Tibet.

Été:

Au début de l'été, au début du mois de mars, le sud-ouest occidental commence sa marche vers le nord, mais tandis que le jet nord se renforce et commence à s'étendre à travers la Chine centrale et au Japon, la branche sud reste positionnée au sud du Tibet, bien que son intensité s'affaiblisse.

Le temps au-dessus du nord de l'Inde devient chaud, sec et squameux à cause du rayonnement solaire entrant plus important. À la fin du mois de mai, le jet sud commence à se rompre et est ensuite dévié vers le nord du plateau du Tibet. Au-dessus de l'Inde, le creux équatorial se déplace vers le nord avec l'affaiblissement des hautes zones d'ouest au sud du Tibet, mais l'éclatement de la mousson ne se produit pas avant que la circulation en altitude ne soit passée à la configuration estivale (figure 5.8). Les changements de bas niveau sont liés au courant à haute altitude jet sur l'est du sud de l'Asie, à environ 15 ° de latitude nord.

TN Krishnamurti a utilisé les données de la haute atmosphère pour calculer les schémas de divergence et de convergence à 200 Mb pour la période de juin à août 1967. Il a observé une zone de forte divergence à 200 Mb sur le nord de l'Inde et du Tibet, qui coïncide avec la divergence de niveau associée au jet d’est.

De même, il a trouvé une composante nordique dans le flux de cette région, qui représente la branche supérieure de la cellule de Hadley. Ces événements sont étroitement liés à la mousson indienne. S. Rama Rattan a estimé que le développement des vents de mousson est étroitement lié au jet-stream en plus du chauffage différentiel de la terre et de la mer.

En été, la circulation de l'air en altitude présente une configuration anticyclonique entre 40 ° N et 20 ° S, alors que les conditions cycloniques prévalent à la surface. Les jets occidentaux et orientaux coulent respectivement au nord et au sud de l’Himalaya. Le jet oriental devient puissant et est stationné à 15 ° de latitude nord. Il en résulte une mousson du sud-ouest plus active et de fortes précipitations.

Raman et Ramanathan, tout en discutant du jet-stream d’est tropical, ont suggéré que les vents d’est deviennent très actifs dans la haute troposphère après le début de la saison des pluies. La chaleur latente produite par la couverture nuageuse entraîne une inversion de la température et des précipitations.

Ananth Krishnan est d'avis que les cyclones subtropicaux de la haute troposphère situés entre 20 ° et 25 ° de latitude nord influencent profondément la mousson du sud-ouest. Ces vents commencent à se développer au début de la saison estivale et passent à 30 ° N environ 5 à 6 semaines plus tard.

Outre une chaleur intense entre 20 ° et 40 ° de latitude nord, la mousson du sud-ouest est renforcée. Dans son essai intitulé «Essayer de résoudre le problème de la mousson», S. Parthasarthy a déclaré que les moussons étaient influencés par les alizés du nord-est. Les alizés de nord-est faibles entraînent une mousson faible et des conditions de sécheresse.

Les moussons indiennes, en particulier les moussons du sud-ouest, ont suscité un grand intérêt parmi les météorologues du monde entier. Des efforts concertés en matière de collecte de données et d’études intensives des régimes de mousson par divers services et organisations météorologiques de différents pays ont été déployés au cours des quatre dernières décennies.

Beaucoup a été fait mais il reste encore beaucoup à faire. La première tentative a eu lieu lors de l'expédition internationale Inde-Océan (IIOE) de 1962 à 1965. Elle était organisée conjointement par le Conseil international des unions scientifiques. (ICSU), le Comité scientifique de la recherche océanographique (SCOR) et l’UNESCO, l’Organisation météorologique mondiale (OMM) participant au programme de météorologie.

Des études océanographiques et atmosphériques spéciales ont été réalisées à l’aide de navires de recherche, d’avions à instruments, de roquettes ainsi que de sondages spéciaux à l’aide de sondes ascendantes et descendantes. Deux autres expériences ont été menées conjointement par l'Inde et l'ex-URSS en 1973 et 1977, avec une participation limitée d'autres pays.

Ces expériences sont connues sous le nom d’Expérience de mousson indo-soviétique (ISMEX) et de Mousson-77 respectivement. D'après ces expériences, il a été observé qu'il existe une zone spécifique au large de la côte du Kenya où les moussons de l'hémisphère sud ont traversé l'équateur pour se rendre en Inde.

Il a également été observé que les fluctuations d'intensité des basses couches à travers l'équateur entraînaient des fluctuations des précipitations sur le Maharashtra. Des observations en altitude sur le golfe du Bengale ont également été effectuées en 1977.

Un effort plus intensif de collecte de données a été fait sous l'égide d'une autre expérience internationale: l'expérience de la mousson en 1979. Elle est connue sous le nom de MONEX-1979. Il était organisé conjointement par le Programme de recherche sur l'atmosphère dans le monde (GARP) du Conseil international des unions scientifiques (ICSU) et l'Organisation météorologique mondiale (OMM) dans le cadre de son programme Surveillance du temps dans le monde (WWW).

C’est à ce jour le plus gros effort scientifique réalisé par la communauté scientifique internationale pour élargir les frontières de notre connaissance de la mousson. Quarante-cinq pays ont mis leurs talents et leurs ressources sous l'égide des Nations Unies pour cette belle entreprise.

On peut avoir une idée des dimensions de cette expérience du fait qu’en mai 1979, 52 navires de recherche avaient été déployés sur les océans tropicaux entre 10 ° N et 10 ° S de latitude. En outre, 104 missions aériennes ont été menées à bien dans différentes régions du Pacifique, de l'Atlantique et de l'océan Indien.

Le grand MONEX a été conçu pour comporter trois composantes tenant compte des caractéristiques saisonnières de la mousson:

(i) Winter Monex du 1er décembre 1978 au 5 mars 1979 pour couvrir l'est de l'océan Indien et le Pacifique, ainsi que les zones continentales limitrophes de la Malaisie et de l'Indonésie.

ii) Summer Monex, du 1er mai au 31 août 1979, couvrant la côte orientale de l'Afrique, la mer d'Oman et le golfe du Bengale ainsi que les masses continentales adjacentes. Il couvrait également l'océan Indien entre 10 ° et 10 ° de latitude sud.

iii) Une expérience de mousson d’Afrique de l’Ouest (WAMEX) sur les parties occidentale et centrale de l’Afrique du 1er mai au 31 août 1979.

Des centres de gestion internationaux MONEX (IMMC) ont été mis en place à Kuala Lumpur et à New Delhi pour superviser les composantes hivernales et plus minces de l’expérience.

MONEX-1979 a connu un certain recul en raison du comportement anormal des moussons cette année-là. Aucune des vagues de froid n'a été intense en mer de Chine au cours de l'hiver MONEX. Un anticyclone puissant s'est développé dans la mer d'Oman au cours de l'été 1979. La mousson du sud-ouest a été déviée vers le sud avant de toucher la côte du Kerala sous l'influence de cet anticyclone et a commencé à souffler parallèlement à la côte.

En conséquence, le début de la mousson au sud-ouest du Kerala a été retardé de 12 jours. De plus, juillet a été caractérisé par plusieurs occurrences faibles ou de rupture de mousson et une seule dépression de mousson.

Par conséquent, 1979 n’était pas une année de mousson normale et MONEX n’a pas étudié le comportement normal de la mousson. Mais les aléas de la mousson sont proverbiaux et dans une compréhension scientifique et analytique de la mousson, l’étude des anomalies est peut-être plus importante. C'est dans ce contexte que MONEX-1979 revêt une signification sans précédent.

Téléconnexions, Oscillation Australe et El Niño:

Des études récentes ont révélé qu'il semble exister un lien entre des événements météorologiques séparés par de longues distances et de grands intervalles de temps. On les appelle téléconnexions météorologiques. Celle qui a suscité un intérêt considérable parmi les météorologistes est la différence entre El Nino et l’oscillation australe. El Nino (EN) est un courant chaud et étroit qui apparaît au large des côtes du Pérou en décembre. En espagnol, cela signifie l'enfant Christ parce qu'il apparaît vers Noël. Certaines années, ce courant chaud est plus intense que d'habitude.

Le phénomène El Nino, qui influence la mousson indienne, révèle que lorsque la température de surface monte dans le sud de l'océan Pacifique, l'Inde reçoit des précipitations insuffisantes. Cependant, le phénomène El Niño n’a pas eu lieu pendant certaines années, mais l’Inde n’a toujours pas reçu suffisamment de précipitations et, à l’inverse, l’Inde a reçu suffisamment de pluie pendant une année El Niño.

Une étude sur les cent dernières années de la mousson indienne montre que sur 43 années de mousson déficientes, 19 étaient associées à un El Nino. En revanche, il y a eu 6 années El Nino, qui ont également été marquées par de bonnes pluies de mousson. Ainsi, bien que la mousson pauvre ait tendance à être associée à un El Nino, il n’ya pas de correspondance un à un.

L’Oscillation Australe (SO) est le nom attribué aux phénomènes curieux de l’évolution des phénomènes météorologiques observés entre les océans Pacifique et Indien. Sir Gilbert Walker a fait cette grande découverte en 1920.

Tout en travaillant à la tête du service météorologique indien, il a remarqué que lorsque la pression était forte au-dessus du Pacifique Sud équatorial, elle était basse au-dessus du sud de l'océan Indien et vice-versa. Le modèle de basses et hautes pressions sur les océans Indien et Pacifique (SO) donne lieu à une circulation verticale le long de l'équateur avec son membre montant sur une zone de basse pression et un membre descendant sur une zone de haute pression.

Ceci est connu sous le nom de Walker Circulation. La position de la basse pression et donc du bras qui se lève au-dessus de l’océan Indien est considérée comme propice aux bonnes précipitations de mousson en Inde. En d’autres termes, lorsqu’il y aura une faible pression sur l’océan Indien en hiver, il y a de fortes chances que la prochaine mousson soit bonne et apporte des précipitations suffisantes.

Son déplacement vers l'est par rapport à sa position normale, comme lors des années El Nino, réduit les précipitations de mousson en Inde. En raison de l'association étroite entre un El Nino (EN) et l'oscillation australe (SO), les deux sont conjointement désignés événement ENSO. Certains des prédicteurs utilisés par Sir Gilbert Walker sont encore utilisés pour la prévision à long terme des précipitations de mousson.

La principale difficulté de l’oscillation australe est que sa périodicité n’est pas fixe et que sa période varie de deux à cinq ans. Différents indices ont été utilisés pour mesurer l'intensité de l'oscillation australe, mais le plus fréquemment utilisé est l'indice d'oscillation australe (SOI).

C'est la différence de pression entre Tahiti (17 ° 45'S, 149 ° 30'W) en Polynésie française, représentant l'océan Pacifique et Port Darwin (12 ° 30'S, 131 ° E), en Australie septentrionale représentant l'océan Indien. Les valeurs positives et négatives du SOI, à savoir Tahiti moins la pression de Port Darwin, indiquent des précipitations bonnes ou mauvaises en Inde (voir le tableau suivant).

Les scientifiques du Département météorologique indien (IMD) ont rejoint un programme d'étude international appelé TOGA (Océans tropicaux et atmosphère globale) en 1985. Il s'agit d'un programme intéressant et ambitieux qui étudie à la fois les effets des téléconnexions et la variabilité interne. Dans le prolongement de TOGA, la variabilité du climat (CLIVAR) a été créée en janvier 1995 afin de mettre au point un système de prévision du climat opérationnel au niveau international.

Tableau 5.1

Le programme indien dans l'atmosphère moyenne (IMAP) lancé par le Département de l'espace est un autre programme important. Ce programme a été lancé pour renforcer le système de prévision météorologique existant. Cela devrait améliorer la compréhension scientifique des changements climatiques qui se produisent dans les régions tropicales indiennes et le long du tropique du cancer lorsque les vents de mousson descendent.

Après la grave sécheresse de 1987, des modèles paramétriques et de régression de puissance ont été mis au point pour prévoir les précipitations de mousson en utilisant les signaux de 15 paramètres. Certains paramètres sont globaux alors que d'autres sont régionaux. Ces paramètres sont divisés en quatre grandes catégories, à savoir. (a) la température, (b) la pression (c) la configuration du vent et (d) la couverture neigeuse et sont énumérés ci-dessous:

a) Paramètres liés à la température:

1. El Nino de l'année en cours 2. El Nino de l'année précédente

3. Inde du Nord (mars) 4. Côte est de l'Inde (mars)

5. Inde centrale (mai) 6. Hémisphère Nord (janvier et février)

b) Paramètres liés au vent:

7. 500 hPa (1 hecta pascal, équivaut à 1 mb) dorsale (avril)

8. Étendue de la crête de 50 hPa (janvier et février)

9. 10 hPa (30 km) de vent d'ouest (janvier)

c) Anomalie de pression (SOI):

10. Tahiti-Darwin (Printemps) 11. Darwin (Printemps)

12. Amérique du Sud, Argentine (avril) 13. Equatorial dans l'océan Indien (janvier à mai)

d) Paramètres liés à la couverture neigeuse:

14. Himalayan (janvier - mars) 15. Eurasien (décembre précédent)

Il a été observé à la fin des années 80 que, lorsque plus de 50% des paramètres donnaient des signaux favorables, les pluies de mousson en Inde étaient normales et que lorsque 70% des paramètres étaient favorables, les précipitations de mousson étaient supérieures à la normale.

HN Srivastava et SS Singh ont suggéré un ensemble quelque peu similaire de prédicteurs de la mousson en 1994 lors d'une discussion sur les techniques de prévision météorologique à long terme.

Un paramètre supplémentaire, à savoir l'anomalie de pression superficielle de l'hémisphère nord-est, a également été ajouté ultérieurement, pour un total de 16 paramètres. L'IMD a utilisé ces 16 paramètres pour développer le modèle de régression de puissance. Bien que ce modèle prévoie avec précision les précipitations en Inde depuis 1989, il est loin d’être un modèle élaboré et infaillible.

Un modèle capable de prévoir les précipitations spécifiques à une zone doit encore être construit. L'étude des données provenant de MONEX, TOGA et d'autres expériences se poursuit et nos météorologues espèrent découvrir davantage de paramètres susceptibles de contribuer à la mise au point de meilleurs modèles capables de prévoir les précipitations avec plus de précision.