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

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1 3.1 Climatologie de latmosphère 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 déchelle régionale

2 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 damas convectifs de quelques centaines de km de diamètre (voire 1000 km) et dune durée de vie généralement inférieure à la journée. Ces amas convectifs se déplacent le plus souvent dest 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 lOcéan Indien et le Pacifique O. sous linfluence doscillations intrasaisonnières (période jours). Source : Météo-France 3.3 La Zone de Convergence InterTropicale : Définition (1)

3 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 lordre du mois Source : Météo-France 3.3 La Zone de Convergence InterTropicale : Définition (2)

4 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 Tous les mécanismes physiques qui expliquent la formation de la ZCIT ne sont pas à ce jour élucidés même sils font lobjet de nombreuses recherches théoriques, de simulations numériques ainsi que de campagnes de mesures Le dégradé de couleur 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. Source : Daprès Beucher, 2005

5 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 ) couplage entre locéan et latmosphère La corrélation entre TSM et convection traduit le fort couplage entre locéan et latmosphère sous les tropiques : - plus les TSM sont élevées, - plus les flux de chaleur latente (évaporation) et sensible augmentent, - plus les alizés se réchauffent et shumidifient = tpw élevées. En résumé, lalimentation 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. 3.3 La ZCIT : hypothèses de formation sommaire chap.3

6 3.3 La ZCIT : hypothèses de formation 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 Le dégradé de couleur 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. Source : daprès Beucher, 2005

7 3.3 La ZCIT : hypothèses de formation 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 laction combinée de 2 processus : - le 1 er dorigine thermodynamique est lié à la quantité de vapeur deau disponible (cf. point 1), - le 2 nd dorigine dynamique est lié à la convergence des alizés qui produit de lascendance à grande échelle ( ) au sein de la couche limite. pompage dEkman Ce processus dynamique, connu sous le nom de pompage dEkman est proportionnel au paramètre de Coriolis f, ce qui explique dun point de vue dynamique, que la ZCIT ne se situe pas le long de léquateur (f=0) mais à quelques centaines de km. sommaire chap.3

8 1. ZCIT à méso-échelle :analyse et prévision jusquà J+3 : 1. ZCIT à méso-échelle : analyse et prévision jusquà J+3 : Paramètres utilisés aux DOM-TOM (réalisé à partir dun inventaire réalisé en ) : -Convergence à 850/925 hPa -Fortes θw à 850 hPa (> 21°C, sur Atlantique et Pacifique) -Vitesses verticales maximales vers hPa -Divergence en haute troposphère : 200 hPa La ZCIT nest 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 dair 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 ERA40 et/ou NCEP est inférieure à celle des données OLR) 3.3 ZCIT : Analyse – Prévision - Climatologie

9 sommaire chap.3 OLR<240W/m 2 (rouge) entre 30N-30S = convection profonde Source : données NOAA 3.3 ZCIT et OLR

10 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 semaines sur lAtlantique et le Pacifique Est. Pacifique Est et Atlantique : -La ZCIT est positionnée toute lannée dans lhémisphère 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 ( 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) 3.3 ZCIT Balancement saisonnier

11 sommaire chap.3 Mousson indonésienne ZCPS Pôle convectif amazonien Mousson dAfrique de lEst et mousson malgache ZCIT Précipitations (mm/s) en janvier: moyenne Source : RéAnalyse NCEP 3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière

12 sommaire chap Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en février : moyenne Source : RéAnalyse NCEP

13 sommaire chap Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en mars : moyenne Source : RéAnalyse NCEP

14 sommaire chap Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en avril : moyenne Source : RéAnalyse NCEP

15 sommaire chap Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en mai : moyenne Source : RéAnalyse NCEP

16 sommaire chap Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en juin : moyenne Source : RéAnalyse NCEP

17 sommaire chap Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en juillet : moyenne Source : RéAnalyse NCEP

18 sommaire chap Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en août : moyenne Source : RéAnalyse NCEP Mousson indienne et Asie SE Pôle convectif Amérique Centrale Mousson dAfrique de lOuest ZCIT

19 sommaire chap Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en septembre : moyenne Source : RéAnalyse NCEP

20 sommaire chap Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en octobre : moyenne Source : RéAnalyse NCEP

21 sommaire chap Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Précipitations (mm/s) en novembre : moyenne Source : RéAnalyse NCEP

22 sommaire chap Structure de la ZCIT variabilité saisonnière Retour ZCIT en janvier Précipitations (mm/s) en décembre: moyenne Source : RéAnalyse NCEP En savoir plus sur la formation de la ZCIT chap 3.4: moussons

23 sommaire chap.3 1.Facteur dynamique au-dessus de la couche limite Léquation 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 léquateur géographique, ils ont tendance à diverger car f devient nul; - et quinversement, lorsque les alizés parviennent à traverser léquateur 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 ZCIT Hypothèses de formation : en savoir plus Introduction : Il est intéressant de comprendre pourquoi la ZCIT ne se positionne quasiment jamais à léquateur mais à quelques centaines de km au nord ou au sud suivant les régions et les saisons.

24 sommaire chap.3 Introduction : Il est intéressant de comprendre pourquoi la ZCIT ne se positionne quasiment jamais à léquateur mais à quelques centaines de km au nord ou au sud suivant les régions et les saisons. 2.Facteur dynamique au sein de la CLA tropicale Plaçons-nous dans un contexte synoptique de régime de mousson : dans la zone équatoriale - labsence de force de Coriolis dans la zone équatoriale est compensée par une hausse progressive de ladvection horizontale. Ce processus, à lorigine dune 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 ladvection horizontale. Ce processus, à lorigine dune décélération du flux, génère de la convergence et des ascendances au sein de la couche limite (pompage dEkman). 3.3 La ZCIT Hypothèses de formation : en savoir plus 1.Facteur dynamique au-dessus de la couche limite

25 chap 3.4: moussons sommaire chap.3 Facteur thermodynamique 3. Facteur thermodynamique Sur océan Entre 2°S et 2°N Sur océan - Entre 2°S et 2°N, TSM relativement fraîches à cause de lupwelling équatorial. Les flux de chaleur sensible et latente sont réduits doù labsence de convection profonde vers 5°N -vers 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 Sur continent - maxi de tpw se situe dans lhémisphère dété (pas de latitude préférentielle comme sur océan) 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 léquateur 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

26 sommaire chap.3 Léquation de conservation du tourbillon absolu (hors couche limite): 3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au-dessus de la CLA (1) (1) évolution eulerienne de f égale à 0 = 0 Sous lhypothèse dun ζ r nul ( hypothèse réaliste autour de léquateur ) : (2) (3)

27 Daprès léquation (3) on en déduit : Une parcelle dair qui sapproche de léquateur (v>0 dans HS, et v<0 dans HN) a tendance à diverger (hausse exponentielle). Inversement, une parcelle dair qui séloigne de léquateur (v 0 dans HN) à tendance à converger (hausse exponentielle). Rappel sur cotan φ : φ =0 équateur φ =-Π/2 Pôle Sud φ =+Π/2 Pôle Nord cotan φ (3) Formation de la ZCIT Facteur dynamique au-dessus de la CLA (2) sommaire chap.3

28 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 léquateur - de lascendance à quelques degrés au nord et au sud 25°N Anticyclone 5°N équateur 5°S Anticyclone 4 km z 5°N Effet de vallée dynamique à léquateur = divergence et subsidence 2 km Conclusion : convergence et ascendances sont favorisées de part et dautre de léquateur. Mais pour développer de la convection, il faut que les basses couches soient aussi favorables (convergence vers 925 hPa + TSM maximales) : la ZCIT nest présente que dans lhémisphère nord. Surface sur laquelle évolue 1 particule dair

29 sommaire chap.3 Introduction : Il est intéressant de comprendre pourquoi la ZCIT ne se positionne quasiment jamais à léquateur mais à quelques centaines de km au nord ou au sud suivant les régions et les saisons. 2.Facteur dynamique au sein de la CLA tropicale Plaçons nous dans un contexte synoptique de régime de mousson : dans la zone équatoriale -labsence de force de Coriolis dans la zone équatoriale est compensée par une hausse progressive de ladvection horizontale. Ce processus, à lorigine dune 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 ladvection horizontale. Ce processus, à lorigine dune décélération du flux, génère de la convergence et des ascendances au sein de la couche limite (pompage dEkman). 1.Facteur dynamique au-dessus de la couche limite 3.3 La ZCIT Hypothèses de formation : en savoir plus

30 Effectuons une Analyse en Ordre de Grandeur (AOG) de quelques termes : W~ U ladvection verticale est négligeable par rapport à ladvection horizontale V h / t ~ 0 : laccélération eulérienne du vent horizontale est négligeable sommaire chap.3 Pour expliquer la présence de la ZCIT vers 5° de latitude, repartons de léquation du mouvement horizontal dans la CLA : (1) (2) 3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au sein de la CLA (1)

31 sommaire chap.3 Equilibre dEkman 1. Equilibre dEkman au sud de 2°S et au nord de 5°N : En effectuant une AOG de léquation (2), léquilibre au sein de la couche limite tropicale seffectue entre la force de pression, de Coriolis et de frottement. Ladvection A est constante et négligeable. (3) (4) Equilibre Advectifdans la région équatoriale 2. Equilibre Advectif dans la région équatoriale, entre 2°S et 5°N : En labsence de force de Coriolis, ladvection A produit par le flux moyen V h devient significative et permet léquilibre des forces dans la CLA. Dans cette bande de latitude, puisque le module de ladvection |A| augmente, le flux moyen, cest-à-dire les alizés, accélèrent. Définissons les grands équilibres de la CLA dans les régions proches de léquateur pour des phénomènes > 5 jours : 3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au sein de la CLA (2)

32 Illustration sur lOcéan Indien en juillet avec une dépression thermique (D t ) centrée sur le Pakistan et un anticyclone sur locéan Indien Sud. Explication des processus physiques diapo suivante. 25°N DtDt équateur Équilibre dEkman 2°S Anticyclone des Mascareignes Équilibre dEkman 5°N Équilibre Advectif z ~ 1 km sommaire chap Formation de la ZCIT Facteur dynamique au sein de la CLA (3) Source : Météo-France (F. Beucher)

33 sommaire chap.3 Explication des processus physiques de la figure précédente : a.Entre 2°S et 5°N : équilibre advectif hausse progressive deadvection horizontale. - Labsence de force de Coriolis dans la zone équatoriale est compensée par une hausse progressive de ladvection horizontale. Léquilibre des forces dans la CLA seffectue alors entre flux advectif, force de pression et forces de frottement. - La forte augmentation du flux advectif est à lorigine de laccélération du flux moyen (voir sur figure lallongement progressif des flèches blanches). - Autre façon physique dexpliquer léquilibre advectif : labsence de la force de Coriolis dans la zone équatoriale favorise laccélération des alizés par instabilité inertielle (tourbillon absolu anticyclonique = ζa <0 dans lhémisphère nord). Linstabilité inertielle signifie que la force de Coriolis nest plus assez importante pour jouer son rôle de force de rappel horizontale vers un état géostrophique. Enfin, laccélération du flux au sein de la couche limite génère de la divergence et des mouvements verticaux subsidents. 3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au sein de la CLA (4)

34 sommaire chap.3 b.Vers 5°N : régime de transition vers un équilibre dEkman brusque diminution de ladvection horizontale. - La forte hausse de la force de Coriolis vers 5°N est compensée par une brusque diminution de ladvection horizontale. - La brusque diminution du flux advectif est à lorigine de la décélération du flux moyen (voir sur figure le rétrécissement des flèches blanches et de la flèche jaune). - Autre façon physique dexpliquer le retour à léquilibre dEkman : la brusque décélération des alizés correspond au retour de latmosphère vers un état de stabilité inertielle (= ζ a >0 dans HN) Enfin, la décélération du flux au sein de la couche limite génère de la convergence et des ascendances appelées pompage dEkman Explication des processus physiques de la figure précédente : a.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 léquilibre advectif et léquilibre dEkman 3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au sein de la CLA (5)

35 sommaire chap.3 Facteur thermodynamique 3. Facteur thermodynamique Sur océan Entre 2°S et 2°N Sur océan - Entre 2°S et 2°N, TSM relativement fraîches à cause de lupwelling équatorial. Les flux de chaleur sensible et latente sont réduits doù labsence de convection profonde vers 5°N -vers 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 Sur continent -maxi de tpw se situe dans lhémisphère dété (pas de latitude préférentielle comme sur océan) Introduction : Il est intéressant de comprendre pourquoi la ZCIT ne se positionne quasiment jamais à léquateur mais à quelques centaines de km au nord ou au sud suivant les régions et les saisons. 2.Facteur dynamique au sein de la CLA tropicale 1.Facteur dynamique au-dessus de la couche limite 3.3 La ZCIT Hypothèses de formation : en savoir plus chap 3.4: moussons

36 Le transport de masse océanique appelé transport dEkman, E, est dirigé à 90° à droite (respec. à gauche) de τ dans lhémisphère nord (respec. hémisphère sud). Lintensité de E est proportionnelle à celle de τ. En suivant cette règle, à léquateur, E est dirigé vers les pôles ce qui génère de la divergence des masses deaux (divergence dEkman) et donne ainsi naissance à une remontée des eaux de la profondeur vers la surface tout le long de léquateur : cest lupwelling équatorial 3.3 Formation de la ZCIT rôle du couplage océan-atmosphère (1) Quelle est lorigine de lupwelling équatorial? τ τ E E sommaire chap.3 Source : Météo-France (F.Beucher)

37 3.3 Formation de la ZCIT rôle du couplage océan-atmosphère (2) L'upwelling équatorial et lupwelling côtier sont prononcés sur le Pacifique Est et lAtlantique Est, ce qui explique quon observe des langues deaux 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

38 sommaire chap Formation de la ZCIT rôle du couplage océan-atmosphère (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 dupwelling : le long de léquateur + Pacifique E. +Atlantique E. 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)

39 sommaire chap Formation de la ZCIT rôle du couplage océan-atmosphère (4) On rappelle quel le transport dEkman E est proportionnel à lintensité de la tension de vent τ. Comme les alizés de SE faiblissent en rapprochant de la ZCIT, le transport dEkman faiblit également : on observe de la convergence dEkman vers 4°N favorisant le downwelling et une hausse rapide des TSM Convergence dEkman et zone de downwelling : Source : Météo-France (F.Beucher)

40 sommaire chap Formation de la ZCIT rôle du couplage océan-atmosphère (5) 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 : Précipitations annuelles (en mètres). Sources : Dorman et Bourke (79,81), Dorman (82), Baumgartnet et Reichel (75) chap 3.4: moussons

41 Rappel : La convection et les forces de frottements sont deux processus physiques qui induisent de la convergence en basse troposphère w H : vitesse verticale au sommet de la couche dEkman ~ 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 Equation du pompage dEkman au sommet de la couche dEkman : 3.3 Formation de la ZCIT Annexe : le pompage dEkman Définition du pompage dEkman : la convergence de vent en basse troposphère produit de lascendance au sein de la couche limite appelée pompage dEkman retour : ZCIT Le pompage dEkman au sommet de la couche dEkman, w H, est proportionnel au tourbillon géostrophique et à f. On peut souligner quen labsence de force de Coriolis, le pompage dEkman devient inefficace (comme le long de léquateur ou dans léquilibre cyclostrophique). Le pompage dEkman, w, augmente avec laltitude au sein de la couche limite (pas expliqué par cette équation) et atteint son maximum (w H ) au sommet de la couche dEkman

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


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