3.1 Climatologie de latmosphère tropicale 3.2 Circulations océaniques 3.3 Structure de la Zone de Convergence InterTropicale (ZCIT) 3.4 Circulations de

3.1 Climatologie de l’atmosphère tropicale

3.2 Circulations océaniques

3.3 Structure de la Zone de Convergence InterTropicale (ZCIT)

3.4 Circulations de mousson et jets associés

sommaire général

Chap. 3 Climats tropicaux d’échelle régionale

http://3.2_circulation_ocean.ppt/

La ZCIT peut être étudiée à différentes échelles spatio-temporelles :

1. À méso-échelle, la ZCIT correspond à une alternance de zones de ciel clair et d’amas convectifs de quelques centaines de km de diamètre (voire 1000 km) et d’une durée de vie généralement inférieure à la journée. Ces amas convectifs se déplacent le plus souvent d’est en ouest dans le flux moyen environnant : animation IR en cliquant sur

sommaire chap.3

Gros amas convectifs liés à MJO

Les amas convectifs peuvent atteindre 2500 km de diamètre sur l’Océan Indien et le Pacifique O. sous l’influence d’oscillations intrasaisonnières (période 30-50 jours).

Source : Météo-France

3.3 La Zone de Convergence InterTropicale :Définition (1)

http://medias.obs-mip.fr/emercase/Emercase/sat.html

La ZCIT peut être étudiée à différentes échelles spatio-temporelles :

1. À méso-échelle

2. A échelle planétaire, les contours de la ZCIT sont définis par la position moyenne de ces amas convectifs sur une échelle temporelle de l’ordre du mois


3.3 La Zone de Convergence InterTropicale :Définition (2)

On peut avancer 2 principaux facteurs de formation de la ZCIT :

1. Facteur thermodynamique :

3.3 La ZCIT : hypothèses de formation

Pacifique Central (140°W-120°W) en juillet

18 km

1 km

TSM =28°C

TSM =28°C

Tous les mécanismes physiques qui expliquent la formation de la ZCIT ne sont pas à ce jour élucidés même s’ils font l’objet de nombreuses recherches théoriques, de simulations numériques

ainsi que de campagnes de mesures

Le dégradé de couleur de couleurs représenteLa TSM : du bleu (24°C) au rouge (28°C).Les tubes horizontaux rouges représentent lesalizés; la largeur des tubes étant fonction de leur intensité. Source : D’après Beucher, 2005

1. Facteur thermodynamique :

• Sur océan, Bjerkness (69) et Graham (87) ont montré, grâce à des simulations numériques, que la position de la ZCIT est fortement corrélée aux Températures de Surface de la Mer maximales (TSM >= 28°C en )

• La corrélation entre TSM et convection traduit le fort couplage entre l’océan et couplage entre l’océan et l’atmosphèrel’atmosphère sous les tropiques : - plus les TSM sont élevées, - plus les flux de chaleur latente (évaporation) et sensible augmentent,

- plus les alizés se réchauffent et s’humidifient = tp’w élevées .

• En résumé, l’alimentation en air chaud et humide des amas convectifs de la ZCIT est assurée par les alizés qui ont parcouru des milliers de km sur des eaux chaudes.


sommaire chap.3


sommaire chap.3

On peut avancer 2 principaux facteurs de formation de la ZCIT :1. Facteur thermodynamique :

1. Facteur dynamique :

Pacifique Central (140°W-120°W) en juillet

18 km

1 km

TSM =28°C

TSM =28°C

Le dégradé de couleur de couleurs représenteLa TSM : du bleu (24°C) au rouge (28°C).Les tubes horizontaux rouges représentent lesalizés; la largeur des tubes étant fonction de leur intensité. Source : d’après Beucher, 2005


2. Facteur dynamique :

• Le forçage de la convection par la TSM ne peut expliquer, à elle seule, toutes les caractéristiques de la ZCIT. Par exemple, il arrive que la ZCIT ne soit pas colocalisée avec la zone de TSM maximale.

• Ainsi, Charney (71) explique que la formation de la ZCIT dépend de l’action combinée de 2 processus :

- le 1er d’origine thermodynamique est lié à la quantité de vapeur d’eau disponible (cf. point 1),- le 2nd d’origine dynamique est lié à la convergence des alizés

qui produit de l’ascendance à grande échelle ( ) au sein de la couche limite.

• Ce processus dynamique, connu sous le nom de ‘pompage d’Ekman’‘pompage d’Ekman’ est proportionnel au paramètre de Coriolis f, ce qui explique d’un point de vue dynamique, que la ZCIT ne se situe pas le long de l’équateur (f=0) mais à quelques centaines de km.

sommaire chap.3

1. 1. ZCIT à méso-échelle :ZCIT à méso-échelle : analyse et prévision jusqu’à J+3 :analyse et prévision jusqu’à J+3 :

• Paramètres utilisés aux DOM-TOM (réalisé à partir d’un inventaire réalisé en 09-2004) : -Convergence à 850/925 hPa -Fortes θ’w à 850 hPa (> 21°C, sur Atlantique et Pacifique) -Vitesses verticales maximales vers 600-700 hPa -Divergence en haute troposphère : 200 hPa

• La ZCIT n’est pas toujours active, le beau temps peut même persister plusieurs jours de suite si les conditions de grande échelle ne sont pas favorables à la convection : ex 1 : phases négative de MJO qui favorise la subsidence de grande échelle ex 2 : les intrusions d’air sec en moyenne ou en haute troposphère sont le plu souvent défavorables à la convection profonde (surtout sur océans ou cas de faible CAPE)

• ANASYG-PRESYG tropical : tracé de convergence de vent sans activité convective

: tracé de convergence de vent avec activité convective

2. 2. ZCIT : position en moyenne mensuelle = ClimatologieZCIT : position en moyenne mensuelle = Climatologie -Outgoing Longwave Radiation (OLR) < 240 W/m2

-TSM >=28°C -Précipitations mensuelles (sous les tropiques, la confiance dans les données pluies

ERA40 et/ou NCEP est inférieure à celle des données OLR)

3.3 ZCIT : Analyse – Prévision - Climatologie

sommaire chap.3

OLR<240W/m2 (rouge) entre 30N-30S = convection profonde

OLR<240W/m2 (rouge) entre 30N-30S = convection profonde

Source :donnéesNOAA

3.3 ZCIT et OLR

sommaire chap.3

• Balancement saisonnier de la ZCIT :

Ses déplacements suivent la position apparente du soleil avec un décalage moyen de 6 à 8 semaines. Du fait de la plus grande inertie thermique des océans, le décalage temporel atteint 10-12 semaines sur l’Atlantique et le Pacifique Est.

• Pacifique Est et Atlantique : -La ZCIT est positionnée toute l’année dans l’hémisphère N. :

: en janvier entre 2°N (Atl.) et 5°N (Pacifique E.) : en juillet entre 8°N (Atl.) et 10°N (Pacifique E.) -La ZCIT correspond à une fine bande de convection (300-500km) avec des cumuls annuels de pluie de 2-3 mètres

• Pacifique Ouest et Océan Indien Central ( 60°E-100°E): -la ZCIT oscille entre 10°S (janvier) et 25°N (juillet)

-la ZCIT est beaucoup plus large (2000 à 3000 km de large) et les pluies associées sont les plus abondantes du globe (3-4 mètres par an)

3.3 ZCIT Balancement saisonnier

sommaire chap.3

Mousson indonésienne ZCPSPôle convectif amazonien

Mousson d’Afrique de l’Est et mousson malgache

ZCIT

Précipitations (mm/s) en janvier: moyenne 68-96 .Source : RéAnalyse NCEP

3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière

sommaire chap.3


Précipitations (mm/s) en février : moyenne 68-96 Source : RéAnalyse NCEP

sommaire chap.3


Précipitations (mm/s) en mars : moyenne 68-96 Source : RéAnalyse NCEP

sommaire chap.3


Précipitations (mm/s) en avril : moyenne 68-96Source : RéAnalyse NCEP

sommaire chap.3


Précipitations (mm/s) en mai : moyenne 68-96Source : RéAnalyse NCEP

sommaire chap.3


Précipitations (mm/s) en juin : moyenne 68-96Source : RéAnalyse NCEP

sommaire chap.3


Précipitations (mm/s) en juillet : moyenne 68-96Source : RéAnalyse NCEP

sommaire chap.3


Précipitations (mm/s) en août : moyenne 68-96Source : RéAnalyse NCEP

Mousson indienne et Asie SE

Pôle convectifAmérique Centrale Mousson d’Afrique

de l’OuestZCIT

sommaire chap.3


Précipitations (mm/s) en septembre : moyenne 68-96 Source : RéAnalyse NCEP

sommaire chap.3


Précipitations (mm/s) en octobre : moyenne 68-96Source : RéAnalyse NCEP

sommaire chap.3


Précipitations (mm/s) en novembre : moyenne 68-96Source : RéAnalyse NCEP

sommaire chap.3


Retour ZCIT en janvier

Précipitations (mm/s) en décembre: moyenne 68-96Source : RéAnalyse NCEP

En savoir plus sur laformation de la ZCIT

chap 3.4: moussons

sommaire chap.3

1.1. Facteur dynamique au-dessus de la couche limite Facteur dynamique au-dessus de la couche limite

L’équation de conservation du tourbillon absolu appliquée au-dessus de la couche limite atmosphérique (CLA) permet de relier le paramètre de Coriolis (f) à la divergence. Cette équation nous indique que :

- lorsque les alizés se rapprochent de l’équateur géographique, ils ont tendance à diverger car f devient nul; - et qu’inversement, lorsque les alizés parviennent à traverser l’équateur géographique et à atteindre au moins 5° de latitude (cas des flux de mousson), ils ont tendance à converger car f augmente rapidement.

3.3 La ZCITHypothèses de formation : en savoir plus

Introduction :Introduction :Il est intéressant de comprendre pourquoi la ZCIT ne se positionne quasiment jamais à l’équateur mais à quelques centaines de km au nord ou au sud suivant les régions et les saisons.

sommaire chap.3


2.2. Facteur dynamique au sein de la CLA tropicale Facteur dynamique au sein de la CLA tropicale

Plaçons-nous dans un contexte synoptique de régime de mousson :

-l’absence de force de Coriolis dans la zone équatorialedans la zone équatoriale est compensée par une hausse progressive de l’advection horizontale.

Ce processus, à l’origine d’une accélération des alizés, génère de la divergence et de la subsidence au sein de la couche limite. -vers 5° de latitude,vers 5° de latitude, la forte hausse de la force de Coriolis est compensée par une brusque diminution de l’advection horizontale.Ce processus, à l’origine d’une décélération du flux, génère de la convergence et des ascendances au sein de la couche limite (pompage d’Ekman).



chap 3.4: moussonssommaire chap.3

3. Facteur thermodynamique Facteur thermodynamique

Sur océanSur océan - Entre 2°S et 2°NEntre 2°S et 2°N, TSM relativement ‘fraîches’ à cause de l’upwelling équatorial. Les flux de chaleur sensible et latente sont réduits d’où l’absence de convection profonde

-vers 5°Nvers 5°N, zone de TSM maximale en liaison avec une zone de downwelling. Les flux de chaleurs sensible et latentes sont maxi. et favorables à la convection

profonde

Sur continentSur continent -maxi de tp’w se situe dans l’hémisphère d’été (pas de latitude préférentielle comme sur océan)





sommaire chap.3

addv

yf

fvVdiv hh

1)sin2(ln

1

⇨

hhrr Vdivf

dt

fd )(

)(

• L’équation de conservation du tourbillon absolu (hors couche limite):

3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au-dessus de la CLA (1)

(1)

hhVdivfy

fv

x

fu

t

f

dt

df .

évolution euleriennede f égale à 0

= 0

• Sous l’hypothèse d’un ζr nul (hypothèse réaliste autour de l’équateur) :

(2)

cotan

)sin(ln

a

v

d

d

a

vVdiv hh

⇨ (3)

D’après l’équation (3) on en déduit : • Une parcelle d’air qui s’approche de l’équateur (v>0 dans HS, et v<0 dans HN) a tendance à diverger (hausse exponentielle). • Inversement, une parcelle d’air qui s’éloigne de l’équateur(v<0 dans HS, et v>0 dans HN) à tendance à converger (hausse exponentielle).

cotana

vVdiv hh

Rappel sur cotan φ :

φ=0équateur

φ=-Π/2Pôle Sud

φ=+Π/2Pôle Nord

cotanφ

(3)

-∞

+∞


sommaire chap.3

sommaire chap.3


Illustration sur le Pacifique Est en janvier avec : - de la subsidence à l’équateur - de l’ascendance à quelques degrés au nord et au sud

25°N

Anticyclone

5°N

équateur

5°S

Anticyclone

4 km

z

5°NEffet de ‘valléedynamique’ à l’équateur =divergence etsubsidence

2 km

Conclusion : convergence et ascendances sont favorisées de part et d’autre de l’équateur. Mais pour développer de la convection, il faut que les basses couches soient aussi favorables (convergence vers 925 hPa + TSM maximales) : la ZCIT n’est présente que dans l’hémisphère nord.

Surface sur laquelle

évolue 1 particule d’air

sommaire chap.3



Plaçons nous dans un contexte synoptique de régime de mousson :

-l’absence de force de Coriolis dans la zone équatorialedans la zone équatoriale est compensée par une hausse progressive de l’advection horizontale.

Ce processus, à l’origine d’une accélération des alizés, génère de la divergence et de la subsidence au sein de la couche limite.

-vers 5° de latitude,vers 5° de latitude, la forte hausse de la force de Coriolis est compensée par une brusque diminution de l’advection horizontale.Ce processus, à l’origine d’une décélération du flux, génère de la convergence et des ascendances au sein de la couche limite (pompage d’Ekman).

1.1. Facteur dynamique au-dessus de la couche limiteFacteur dynamique au-dessus de la couche limite


Effectuons une Analyse en Ordre de Grandeur (AOG) de quelques termes :

• W~ 10-3 U ⇨ l’advection verticale est négligeable par rapport à l’advection horizontale• ∂ Vh/ ∂ t ~ 0 : l’accélération eulérienne du vent horizontale est négligeable

sommaire chap.3

fcph FFFA

t

V

hhhh VVz

wwVVA

..

Pour expliquer la présence de la ZCIT vers 5° de latitude, repartons de l’équation du mouvement horizontal dans la CLA :

0

fcp FFFA

(1)

(2)⇨

3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au sein de la CLA (1)

sommaire chap.3

0

fcp FFF

1. ‘Equilibre d’Ekman’‘Equilibre d’Ekman’ au sud de 2°S et au nord de 5°N :

En effectuant une AOG de l’équation (2), l’équilibre au sein de la couche limite tropicale s’effectue entre la force de pression, de Coriolis et de frottement. L’advection A est constante et négligeable.

(3)

0

fp FFA (4)

2. ‘Equilibre Advectif’‘Equilibre Advectif’ dans la région équatorialedans la région équatoriale, entre 2°S et 5°N :

En l’absence de force de Coriolis, l’advection A produit par le flux moyen Vh devient significative et permet l’équilibre des forces dans la CLA. Dans cette bande de latitude, puisque le module de l’advection |A| augmente, le flux moyen, c’est-à-dire les alizés, accélèrent.

Définissons les grands équilibres de la CLA dans les régions proches de l’équateur pour des phénomènes > 5 jours :


Illustration sur l’Océan Indien en juillet avec une dépression thermique (Dt) centrée sur le Pakistan et un anticyclone sur l’océanIndien Sud. Explication des processus physiques diapo suivante.

25°NDt

équateur

Équilibre d’Ekman

2°S

Anticyclone des Mascareignes

Équilibre d’Ekman

pF

cF

fF

hV

•

5°N

Équilibre Advectif

•pF

fF

A

hV

z

~ 1 kmpF

cF

fF

hV

•A

sommaire chap.3


Source : Météo-France (F. Beucher)

sommaire chap.3

Explication des processus physiques de la figure précédente :

a.a. Entre 2°S et 5°N : ‘équilibre advectif’Entre 2°S et 5°N : ‘équilibre advectif’

- L’absence de force de Coriolis dans la zone équatoriale est compensée par une hausse progressive dehausse progressive de l’advection horizontale. ’advection horizontale. L’équilibre des forces dans la CLA s’effectue alors entre flux advectif, force de pression et forces de frottement.

- La forte augmentation du flux advectif est à l’origine de l’accélération du flux moyen (voir sur figure l’allongement progressif des flèches blanches).

- Autre façon physique d’expliquer l’équilibre advectif : l’absence de la force de Coriolis dans la zone équatoriale favorise l’accélération des alizés par instabilité inertielle (tourbillon absolu anticyclonique = ζa <0 dans l’hémisphère nord). L’instabilité inertielle signifie que la force de Coriolis n’est plus assez importante pour jouer son rôle de force de rappel horizontale vers un état géostrophique.

⇨ Enfin, l’accélération du flux au sein de la couche limite génère de la

divergence et des mouvements verticaux subsidents.


sommaire chap.3

b.b. Vers 5°N : régime de transition vers un équilibre d’EkmanVers 5°N : régime de transition vers un équilibre d’Ekman

- La forte hausse de la force de Coriolis vers 5°N est compensée par une brusque diminution de l’advection horizontale.brusque diminution de l’advection horizontale.

- La brusque diminution du flux advectif est à l’origine de la décélération du flux moyen (voir sur figure le rétrécissement des flèches blanches et de la flèche jaune).

- Autre façon physique d’expliquer le retour à l’équilibre d’Ekman : la brusque décélération des alizés correspond au retour de l’atmosphère vers un état de stabilité inertielle (=ζa >0 dans HN)

⇨ Enfin, la décélération du flux au sein de la couche limite génère de la convergence et des ascendances appelées ‘pompage d’Ekman’

Explication des processus physiques de la figure précédente :

a.a. Entre 2°S et 5°N : ‘équilibre advectif’Entre 2°S et 5°N : ‘équilibre advectif’

En résumé, la zone de convergence, vers 5°N, se situe dans la zone de transition entre l’équilibre advectif et l’équilibre d’Ekman


sommaire chap.3

3. Facteur thermodynamique Facteur thermodynamique

Sur océanSur océan - Entre 2°S et 2°N Entre 2°S et 2°N, TSM relativement ‘fraîches’ à cause de l’upwelling équatorial. Les flux de chaleur sensible et latente sont réduits d’où l’absence de convection profonde

-vers 5°Nvers 5°N, zone de TSM maximale en liaison avec une zone de downwelling. Les flux de chaleurs sensible et latentes sont maximals et favorables à la

convection profonde

Sur continentSur continent -maxi de tp’w se situe dans l’hémisphère d’été (pas de latitude préférentielle comme sur océan)


2.2. Facteur dynamique au sein de la CLA tropicaleFacteur dynamique au sein de la CLA tropicale

1.1. Facteur dynamique au-dessus de la couche limiteFacteur dynamique au-dessus de la couche limite


chap 3.4: moussons

• Le transport de masse océanique appelé transport d’Ekman, E, est dirigé à 90° à droite (respec. à gauche) de τ dans l’hémisphère nord (respec. hémisphère sud). L’intensité de E est proportionnelle à celle de τ.• En suivant cette règle, à l’équateur, E est dirigé vers les pôles ce qui génère de la divergence des masses d’eaux (divergence d’Ekman) et donne ainsi naissance à une remontée des eaux de la profondeur vers la surface tout le long de l’équateur : c’est l’upwelling équatorial

3.3 Formation de la ZCIT rôle du couplage océan-atmosphère (1)

Quelle est l’origine de l’upwelling équatorial? Quelle est l’origine de l’upwelling équatorial?

τ

τ

E

E

sommaire chap.3


(F.Beucher)


• L'upwelling équatorial et l’upwelling côtier sont prononcés sur le Pacifique Est et l’Atlantique Est, ce qui explique qu’on observe des langues d’eaux plus fraîches dans ces régions.

Lien entre upwelling et zones de TSM ‘fraîches’ :Lien entre upwelling et zones de TSM ‘fraîches’ :

sommaire chap.3

Température de surface de la mer en moyenne annuelle.

Source : RéAnalyse NCEP 1981-2002

sommaire chap.3


• Comme le couplage océan-atmosphère joue un rôle important sous les tropiques (flux de chaleur latente et flux de chaleur sensible sont liés à la TSM), on observe de la convection peu profonde (Sc/St or Cu) et de rares précipitations ( ) dans les régions d’upwelling : le long de l’équateur + Pacifique E. +Atlantique E.

Forte corrélation entre upwelling (mini de TSM) et minimum de précipitations :Forte corrélation entre upwelling (mini de TSM) et minimum de précipitations :

Précipitations annuelles (en mètres).Précipitations annuelles (en mètres).

Sources : Dorman et Bourke (79,81), Dorman (82), Baumgartnet et Reichel (75)

sommaire chap.3


• On rappelle quel le transport d’Ekman E est proportionnel à l’intensité de la tension de vent τ.

• Comme les alizés de SE faiblissent en rapprochant de la ZCIT, le transport d’Ekman faiblit également :

⇨ on observe de la convergence d’Ekman vers 4°N

⇨ favorisant le downwelling et une hausse rapide des TSM

Convergence d’Ekman et zone de downwelling :Convergence d’Ekman et zone de downwelling :

Source : Météo-France (F.Beucher)

sommaire chap.3


• Comme le couplage océan-atmosphère joue un rôle important sous les tropiques (flux de chaleur latente et flux de chaleur sensible sont liés à la TSM), on observe de fortes précipitations dans les régions où la TSM est maximum (>28°C)

• En moyenne annuelle la ZCIT ( ) est située entre 5°N et 10°N sur le Pacifique Central - Pacifique Est - Atlantique.

10°N

Forte corrélation entre maximum de TSM et maximum de précipitations :Forte corrélation entre maximum de TSM et maximum de précipitations :

Précipitations annuelles (en mètres).

Sources : Dorman et Bourke (79,81), Dorman (82), Baumgartnet et Reichel (75)

chap 3.4: moussons

Rappel : La convection et les forces de frottements sont deux processus physiques qui induisent de la convergence en basse troposphère

gH f

Kw .2sin.

2 0

wH: vitesse verticale au sommet de la couche d’Ekman ~ 1 kmK: coeff. de viscosité (eddy viscosity)α0 : angle entre vent observé et vent géostrophique en surface ζg: tourbillon géostrophique f: paramètre de Coriolis

• Equation du pompage d’Ekman au sommet de la couche d’Ekman :

3.3 Formation de la ZCIT Annexe : le ‘pompage d’Ekman’

• Définition du pompage d’Ekman : la convergence de vent en basse troposphère produit de l’ascendance au sein de la couche limite appelée ‘pompage d’Ekman’

retour : ZCIT

⇨ Le pompage d’Ekman au sommet de la couche d’Ekman, wH, est proportionnel au tourbillon géostrophique et à f. On peut souligner qu’en l’absence de force de Coriolis, le pompage d’Ekman devient inefficace (comme le long de l’équateur ou dans l’équilibre cyclostrophique).

⇨ Le pompage d’Ekman, w, augmente avec l’altitude au sein de la couche limite (pas expliqué par cette équation) et atteint son maximum (wH) au sommet de la couche d’Ekman

Bibliographie chap 3.3

-Baumgartner, A., Reichel, E., 1975 : The World water balance. Elsevier, Amsterdam, Oxford, New York, 179 pp.

- Beucher, 2005 : Schéma conceptuel de la Zone de Convergence Intertropicale sur le Pacifique Est en juillet-Août pendant une année normale. Atmosphérique n° 26, avril 2005, disponible sur http://intramet.meteo.fr, rubrique institutionnel /publication. Illustration de F. Poulain.

- Dorman, C. E. , 1982 :4Indian Ocean Rainfall’. Tropical Ocean-Atmosphere Newsletter,10,4.

- Dorman, C., E., Bourke, R.,R., H., 1979 :’Precipitation over the Pacific Ocean’, 30°N to 30°S. Mon. Wea. Rev., 107, 896-910

- Dorman, C., E., Bourke, R.,R., H., 1981 :’Precipitation over the Atlantic Ocean’, 30°N to 30°S. Mon. Wea. Rev., 109, 554-563

Documents

3.1 Climatologie de latmosphère tropicale 3.2 Circulations océaniques 3.3 Structure de la Zone de Convergence InterTropicale (ZCIT) 3.4 Circulations de