Chap 3 Climats tropicaux dchelle rgionale 3 1

Chap. 3 Climats tropicaux d’échelle régionale 3. 1 Climatologie de l’atmosphère tropicale 3. 2 Circulations océaniques 3. 3 Structure de la Zone de Convergence Inter. Tropicale (ZCIT) 3. 4 Circulations de mousson et jets associés sommaire général

3. 3 La Zone de Convergence Inter. Tropicale : Définition (1) 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 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 sommaire chap. 3

3. 3 La Zone de Convergence Inter. Tropicale : Définition (2) 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 Source : Météo-France

3. 3 La ZCIT : hypothèses de formation 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 couleurs représente La TSM : du bleu (24°C) au rouge (28°C). Les tubes horizontaux rouges représentent les alizés; la largeur des tubes étant fonction de leur intensité. 18 km °C 1 km Source : D’après Beucher, 2005 M TS 8 =2 Pacifique Central (140°W-120°W) en juillet M TS 8 =2 °C On peut avancer 2 principaux facteurs de formation de la ZCIT : 1. Facteur thermodynamique :

3. 3 1. La ZCIT : hypothèses de formation 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 l’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

3. 3 La ZCIT : hypothèses de formation Le dégradé de couleurs représente La TSM : du bleu (24°C) au rouge (28°C). Les tubes horizontaux rouges représentent les alizés; la largeur des tubes étant fonction de leur intensité. Pacifique Central (140°W-120°W) en juillet 18 km Source : d’après Beucher, 2005 1 km °C M TS 8 =2 C M S T ° 28 = On peut avancer 2 principaux facteurs de formation de la ZCIT : 1. Facteur thermodynamique : 1. Facteur dynamique : sommaire chap. 3

3. 3 2. La ZCIT : hypothèses de formation 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 la formation de la ZCIT dépend de l’action combinée de 2 processus : - le 1 er d’origine thermodynamique est lié à la quantité de vapeur d’eau disponible (cf. point 1), - le 2 nd 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’ 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

3. 3 ZCIT : Analyse – Prévision - Climatologie 1. ZCIT à méso-échelle : 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 h. Pa -Fortes θ’w à 850 h. Pa (> 21°C, sur Atlantique et Pacifique) -Vitesses verticales maximales vers 600 -700 h. Pa -Divergence en haute troposphère : 200 h. Pa • 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. ZCIT : position en moyenne mensuelle = Climatologie -Outgoing Longwave Radiation (OLR) < 240 W/m 2 -TSM >=28°C -Précipitations mensuelles (sous les tropiques, la confiance dans les données pluies ERA 40 et/ou NCEP est inférieure à celle des données OLR)

3. 3 ZCIT et OLR<240 W/m 2 (rouge) entre 30 N-30 S = convection profonde sommaire chap. 3 Source : données NOAA

3. 3 ZCIT Balancement saisonnier • 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 -500 km) 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) sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en janvier: moyenne 68 -96. Source : RéAnalyse NCEP Mousson indonésienne ZCPS ZCIT Pôle convectif amazonien Mousson d’Afrique de l’Est et mousson malgache sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en février : moyenne 68 -96 Source : RéAnalyse NCEP sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en mars : moyenne 68 -96 Source : RéAnalyse NCEP sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en avril : moyenne 68 -96 Source : RéAnalyse NCEP sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en mai : moyenne 68 -96 Source : RéAnalyse NCEP sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en juin : moyenne 68 -96 Source : RéAnalyse NCEP sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en juillet : moyenne 68 -96 Source : RéAnalyse NCEP sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en août : moyenne 68 -96 Source : RéAnalyse NCEP Mousson indienne et Asie SE ZCIT Pôle convectif Mousson d’Afrique Amérique Centrale de l’Ouest sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en septembre : moyenne 68 -96 Source : RéAnalyse NCEP sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en octobre : moyenne 68 -96 Source : RéAnalyse NCEP sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en novembre : moyenne 68 -96 Source : RéAnalyse NCEP sommaire chap. 3

3. 3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en décembre: moyenne 68 -96 Source : RéAnalyse NCEP Retour ZCIT en janvier En savoir plus sur la formation sommaire chap. 3 de la ZCIT chap 3. 4: moussons

3. 3 La ZCIT Hypothèses de formation : en savoir plus 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. 1. 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 : - 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. sommaire chap. 3

3. 3 La ZCIT Hypothèses de formation : en savoir plus 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. 1. Facteur dynamique au-dessus de la couche limite 2. 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 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, 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). sommaire chap. 3

3. 3 La ZCIT Hypothèses de formation : en savoir plus 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. 1. Facteur dynamique au-dessus de la couche limite 2. Facteur dynamique au sein de la CLA tropicale 3. Facteur thermodynamique Sur océan - Entre 2°S et 2°N, 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°N, 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 continent -maxi de tp’w se situe dans l’hémisphère d’été (pas de latitude préférentielle comme sur océan) sommaire chap. 3 chap 3. 4: moussons

3. 3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au-dessus de la CLA (1) • L’équation de conservation du tourbillon absolu (hors couche limite): (1) • Sous l’hypothèse d’un ζr nul (hypothèse réaliste autour de l’équateur) : (2) évolution eulerienne de f égale à 0 =0 ⇨ ⇨ (3) sommaire chap. 3

3. 3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au-dessus de la CLA (2) (3) Rappel sur cotan φ φ=-Π/2 Pôle Sud : +∞ cotanφ φ=0 équateur φ=+Π/2 Pôle Nord 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). sommaire chap. 3

3. 3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au-dessus de la CLA (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 z Effet de ‘vallée dynamique’ à l’équateur = divergence et subsidence 25°N Anticyclone 5°N 4 km Conclusion : 2 km 5°S équate Sur face su évol ue 1 r laque ll part icul e e d’ air ur Anticyclone sommaire chap. 3 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 h. Pa + TSM maximales) : la ZCIT n’est présente que dans l’hémisphère nord.

3. 3 La ZCIT Hypothèses de formation : en savoir plus 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. 1. Facteur dynamique au-dessus de la couche limite 2. 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 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, 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). sommaire chap. 3

3. 3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au sein de la CLA (1) Pour expliquer la présence de la ZCIT vers 5° de latitude, repartons de l’équation du mouvement horizontal dans la CLA : (1) 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 ⇨ (2) sommaire chap. 3

3. 3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au sein de la CLA (2) Définissons les grands équilibres de la CLA dans les régions proches de l’équateur pour des phénomènes > 5 jours : 1. ‘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) 2. ‘Equilibre Advectif’ dans la région équatoriale, 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. (4) sommaire chap. 3

3. 3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au sein de la CLA (3) 25°N Dt Équilibre d’Ekman z ~ 1 km 5°N équateur • Équilibre Advectif Illustration sur l’Océan Indien en juillet avec une dépression thermique (Dt) centrée sur le Pakistan et un anticyclone sur l’océan Indien Sud. Explication des processus physiques diapo suivante. • 2°S Équilibre d’Ekman • Anticyclone des Mascareignes Source : Météo-France (F. Beucher) sommaire chap. 3

3. 3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au sein de la CLA (4) Explication des processus physiques de la figure précédente : a. Entre 2°S et 5°N : ‘équilibre advectif’ - L’absence de force de Coriolis dans la zone équatoriale est compensée par une hausse progressive de l’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

3. 3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au sein de la CLA (5) Explication des processus physiques de la figure précédente : a. Entre 2°S et 5°N : ‘équilibre advectif’ b. Vers 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. - 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’ 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. 3 La ZCIT Hypothèses de formation : en savoir plus 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. 1. Facteur dynamique au-dessus de la couche limite 2. Facteur dynamique au sein de la CLA tropicale 3. Facteur thermodynamique Sur océan - Entre 2°S et 2°N, 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°N, 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 continent -maxi de tp’w se situe dans l’hémisphère d’été (pas de latitude préférentielle comme sur océan) sommaire chap. 3 chap 3. 4: moussons

3. 3 Formation de la ZCIT rôle du couplage océan-atmosphère (1) Quelle est l’origine de l’upwelling équatorial? Source : Météo-France (F. Beucher) τ E • 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 sommaire chap. 3

3. 3 Formation de la ZCIT rôle du couplage océan-atmosphère (2) Lien entre upwelling et zones de TSM ‘fraîches’ : Température de surface de la mer en moyenne annuelle. Source : RéAnalyse NCEP 1981 -2002 • 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. sommaire chap. 3

3. 3 Formation de la ZCIT rôle du couplage océan-atmosphère (3) Forte corrélation entre upwelling (mini de TSM) et minimum de précipitations : Précipitations annuelles (en mètres). Sources : Dorman et Bourke (79, 81), Dorman (82), Baumgartnet et Reichel (75) • 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. sommaire chap. 3

3. 3 Formation de la ZCIT rôle du couplage océan-atmosphère (4) Convergence d’Ekman et zone de downwelling : • 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 Source : Météo-France (F. Beucher) sommaire chap. 3

3. 3 Formation de la ZCIT rôle du couplage océan-atmosphère (5) Forte corrélation entre maximum de TSM et maximum de précipitations : Précipitations annuelles (en mètres). 10°N Sources : Dorman et Bourke (79, 81), Dorman (82), Baumgartnet et Reichel (75) • 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. sommaire chap. 3 chap 3. 4: moussons

3. 3 Formation de la ZCIT Annexe : le ‘pompage d’Ekman’ Rappel : La convection et les forces de frottements sont deux processus physiques qui induisent de la convergence en basse troposphère • 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’ • Equation du pompage d’Ekman au sommet de la couche d’Ekman : w. H: vitesse verticale au sommet de la couche d’Ekman ~ 1 km K: coeff. de viscosité (eddy viscosity) α 0 : angle entre vent observé et vent géostrophique en surface ζg: tourbillon géostrophique f: paramètre de Coriolis ⇨ Le pompage d’Ekman au sommet de la couche d’Ekman, w. H, 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 (w. H) au sommet de la couche d’Ekman retour : ZCIT

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 : 4 Indian Ocean Rainfall’. Tropical Ocean-Atmosphere Newsletter, 10, 4. - Dorman, C. , E. , Bourke, R. , H. , 1979 : ’Precipitation over the Pacific Ocean’, 30°N to 30°S. Mon. Wea. Rev. , 107, 896 -910 - Dorman, C. , E. , Bourke, R. , H. , 1981 : ’Precipitation over the Atlantic Ocean’, 30°N to 30°S. Mon. Wea. Rev. , 109, 554 -563