Couplage océan-atmosphère en Atlantique tropical

La circulation atmosphérique générale en surface

   Le cycle saisonnier de la circulation atmosphérique en Atlantique tropical est essentiellement basé sur l’intensité et la position des cellules tropicales de Hadley. En effet l’excédant d’énergie solaire reçu à la surface dans la zone équatoriale aurait tendance à favoriser une forte convection dans cette région. Les masses d’air s’élèvent et atteignent la tropopause. En altitude, l’air tend à se diriger vers le nord dans l’hémisphère nord, et vers le sud dans l’hémisphère sud. Les masses d’air s’assèchent en altitude, et sont prises dans les courants descendants, générés par des centres d’action anticyclonique subtropicaux. En redescendant l’air se réchauffe, s’humidifie, puis prend une direction sud-est dans l’hémisphère nord, et nord-est dans l’hémisphère sud. Ainsi en surface, ces cellules tropicales de Hadley se matérialisent par une configuration des champs de pression marquée par la présence de deux centres d’action anticycloniques situés à des latitudes subtropicales et d’une zone dépressionnaire d’origine thermique proche de l’équateur. Les anticyclones subtropicaux sont situés en moyenne annuelle vers 30o de latitude au niveau des branches subsidentes des cellules de Hadley. Les positions des centres des anticyclones ont été calculées à partir de moyennes annuelles des champs de pression au niveau de la mer. Chaque anticyclone porte le nom d’un archipel d’îles situées à proximité de sa position moyenne annuelle : dans l’Atlantique nord, l’anticyclone des Acores (centré autour de 35oW/35oN) et dans l’Atlantique sud, l’anticyclone de Sainte Hélène (centré autour de 10oW/30oS). Via la géostrophie, l’anticyclone des Açores force dans l’est de l’Atlantique Tropical nord des forts vents de nord-est, les alizés. En parallèle à l’anticyclone des Açores, l’anticyclone de Sainte Hélène dirige également dans son côté équatorial des vents du sud-est au dessus de l’océan dans l’hémisphère sud. A l’est de l’Atlantique, dans le Golfe de Guinée, ces vents de sud-est franchissent l’équateur et sont déviés vers l’est par la force de Coriolis. Le flux de sud-ouest qui en découle étant d’origine océanique, il est chargé d’humidité, qu’il transporte vers le continent. Cette «brise thermique géante» représente le flux de mousson africaine. Dans la partie centrale-est de l’Atlantique (20oW-15oW), après avoir franchit l’équateur géographique, ces vent du sud-est sont aussi déviés vers l’est par la force de Coriolis et par d’autres facteurs géographiques et dynamiques, notamment une extension océanique de la dépression saharienne (Pu and Cook, 2012). Ce flux est appelée Jet d’Ouest Africain (Pu and Cook, 2010) et il est présenté comme étant différent de la mousson (Grodsky et al., 2003). Et comme le flux de mousson, ce flux alimente l’Afrique de l’ouest en humidité. Sa variabilité est très corrélée avec celles des précipitations au Sahel (Pu and Cook, 2012).

La Zone de Convergence Inter-Tropicale (ZCIT)

    La ZCIT est une bande de nuages, située au nord de l’Equateur. Cette bande encercle tout le globe d’est en ouest, elle est associée à une bande zonale de fortes précipitations (Nicholson, 2009). La ZCIT marine est observable au-dessus des océans dont les températures dépassent le seuil de convection situé vers 26-27oC (Waliser and Graham, 1993). Elle se situe à la rencontre des alizés du nord-est, et des alizés du sud-est. Elle joue un rôle central dans le maintient de la circulation tropicale, le transport de chaleur vers les pôles et l’équilibre entre l’eau et l’énergie dans la troposphère. Elle se déplace en latitude de façon saisonnière, en suivant les oscillations de l’équateur thermique. Cette migration saisonnière (en Atlantique tropical) explique une part importante de la variabilité des pluies de mousson en Afrique de l’ouest (Grist and Nicholson, 2001). Il est également connu que la convection profonde dans la ZCIT influencent en retour fortement la circulation atmosphérique à grande échelle (Matsuno, 1966; Gill, 1980). La ZCIT présente d’intenses variations en différentes échelles de temps (Opoku Ankomah and Cordery, 1994; Nobre and Srukla, 1996; Giannini et al., 001a,b; Chiang et al., 2000, 2002). Mais à l’échelle saisonnière, Opoku-Ankomah and Cordery (1994) ont montré que l’existence d’une forte corrélation positive entre la ZCIT et la TSO en Atlantique équatorial est.

Sensibilité par rapport à la hauteur de CLA (h)

   Pour tester la sensibilité par rapport à h, nous avons fixé la vitesse d’entraînement we à sa valeur optimale pour MCM-E et MCM-C. Et nous avons fait varier arbitrairement h entre ses valeurs optimales de 500 m et 1000 m. La composante méridionale est quasi insensible par rapport à la hauteur de CLA, il n’existe pas de dépendance en tout cas linéaire entre la composante méridionale V du vent et la hauteur de la CLA le long des tropiques en Atlantique. Par contre pour la composante zonale, entre 25oS et l’Equateur et 12oN et 30oS, on note une forte dépendance du vent zonal à la hauteur de CLA. Plus celle-ci est importante pus le vent zonal augmente en valeur absolue. Le vent zonal peut augmenter de 2 m/s en valeur absolue à chaque fois qu’on double la hauteur de la CLA ( 10oS). Entre l’Equateur et 10oN, la sensibilité de la composante zonale du vent à h n’est pas très remarquable.

Validation du modèle de couche de mélange

   La figure 3.1 montre la moyenne mensuelle climatologique de juillet des vents du modèle MCM, dont le calcul est décrit dans le chapitre précédent avec pour forçage des données issues des réanalyses : ERAI pour MCM-C, et CFSR pour MCM-E. Les observations satellites QuikSCAT et les vents à 10m de chacune des réanalyses sont également montrées pour comparaison. Globalement, le modèle simule correctement les vents. Dans la bande 5oS-5oN, à l’est surtout, le modèle MCM sous-estime l’intensité des vents à 10m avec les deux jeux de forçage. Les vents des réanalyses CFSR sont plus cohérents avec les observations, mais les vents de MCM-E (CFSR) restent sous-estimés. Cette sous-estimation est encore plus marquée dans MCM-C (ERAI), ce qui peut être dû au fort couplage air-mer dans cette région, mieux représenté dans CFSR qui est une réanalyse couplée. Juste au nord de l’upwelling équatorial, MCM se corrige en terme d’intensité, et surestime même légèrement les réanalyses et les observations, mais en terme de direction, il simule des vents systématiquement déviés à droite par rapport aux réanalyses et aux observations. A l’est, près des côtes africaines, on constate que MCM surestime généralement les vents de surface avec les deux jeux de réanalyses. Ces zones correspondent à une couche de mélange atmosphérique relativement stable et basse à cause de la TSO froide des upwellings : le vent troposphérique dans MCM (vent extrait des réanalyses à 850 hPa) pourrait être pris trop haut pour ces régions, ce qui conduirait à une mauvaise représentation de l’effet du cisaillement vertical entre le vent de la CLA et le vent troposphérique, dans le terme de mélange vertical dans le modèle (terme fortement dépendant du cisaillement). Entre 5 et 10oN à l’ouest de la position de la ZCIT, MCM sous-estime de moitié environ les vents de surface observés, mais de façon comparable entre MCM-C et MCM-E. Cette zone est une zone de convection, mais aussi une zone à faible gradients de TSO (c’est le réservoir d’eau chaude du bassin Atlantique tropical) : la couche de mélange atmosphérique est très instable et profonde, et les vents troposphériques pourraient être cette fois pris trop bas pour forcer MCM, conduisant là encore à une mauvaise estimation de mélange vertical. D’autres processus, notamment thermodynamiques, ne sont pas pris en compte dans MCM, et pourraient être également à l’origine de ce biais. Au sud de la ZCIT, et à l’ouest de l’upwelling (est de 20oW, 10oS-Eq), les modèles MCM présentent des biais importants par rapport aux observations en terme de direction. Les vents du modèle sont systématiquement déviés à l’ouest (de l’ordre de 15o) par rapport aux observations. Ce biais est également présent dans le vent de surface des réanalyses. Ce biais entraîne un renforcement anormal de la convergence des vents de surface dans cette zone, créant ainsi ce qu’on appelle communément la seconde ZCIT. Pratiquement tous les modèle globaux couplés océan-atmosphère souffrent de ce problème (Mechoso et al., 1995; Meehl and Arblaster, 1998; Terray, 1998; Kirtman and Shukla, 2002; Guilyardi et al., 2003; Kiehl and Gent, 2004; Biasutti et al., 2006). Les modèlent simulent une seconde ZCTI dans cette région durant toute l’année, alors que dans les observations, cette convergence au sud de l’équateur apparaît seulement entre mai et décembre (Liu and Xie, 2002), quand la langue d’eau froide est moins intense. Zhang et al. (2004) pensent que ce problème est dû à des erreurs de représentation du rotationnel du vent au niveau de l’upwelling équatorial, où à une mauvaise représentation de la couverture des nuages stratiformes qui s’installe au-dessus des eaux froides ; le rayonnement solaire atteignant la zone serait alors surestimé et surchaufferait la région de l’upwelling (Ma et al., 1996; Yu and Mechoso, 1999; Dai and Singleton, 2003), accélérant les alizés du sud-est. En résumé, il faut souligner que le modèle simple MCM est défectueux dans les zones d’upwellings, et à l’ouest de la ZCIT, vraisemblablement car ce sont des régions où les processus thermodynamiques, non pris en compte dans MCM, sont susceptibles d’être très importants pour le contrôle des vents de surface. Mais partout ailleurs dans le bassin, MCM présente de bonnes performances, qu’il soit forcé avec ERAI ou avec CFSR. Il peut donc être utilisé pour une classification des grands équilibres déterminant les vents en Atlantique tropical.

Comparaison du «downwind SST gradients» et de la contribution de l’entraînement

   Comme évoqué précédemment, la contribution du mélange vertical au sommet de la CLA dans le bilan de la convergence est aussi importante. Dans les deux réanalyses, c’est le 2ème terme le plus important après la force de pression. L’entraînement vertical domine même la contribution de la pression dans certaines zones particulières, comme par exemple le front Sud de l’Upwelling des Canaries. Nous testons ici l’hypothèse que ce mécanisme est identifiable au mécanisme SW, phénomène de stabilisation de la couche de surface décrit en premier par Sweet et al. (1981) puis Wallace et al. (1989), et détectable dans la divergence du vent de surface via le calcul du terme «downwind TSO gradient» (O’Neil et al. 2010). La Figure 3.12 compare la contribution du mélange vertical dans le bilan de convergence au «downwind TSO gradient», qui mesure l’effet SW, en Atlantique tropical en juillet. Mais ces deux cartes sont totalement différentes : à l’échelle du bassin, on se retrouve avec des corrélations spatiales négatives entre les deux termes, de -0.34 (-0.30) dans ERAI (CFSR) en juillet. Pour les autres mois de l’année, on retrouve les mêmes valeurs de corrélations spatiales, avec un léger maximum en septembre pour les deux réanalyses. La Fig. 3.12 montre pourtant clairement que la contribution du «downwind SST gradient», et donc du mécanisme SW, est importante dans les principales zones de front de TSO (le front équatorial + les fronts côtiers), par exemple sur le front Sud de l’upwelling des Canaries (au sud du Sénégal), où on a vu que la contribution du mélange vertical est sensiblement équivalente à la contribution de la pression dans le bilan de convergence : l’importance de SW se comprend ici par la présence de front de TSO très intense, car quand le vent traverse le front, en soufflant des eaux froides vers les eaux chaudes, il accélère au-dessus des eaux chaudes à cause de la modification de la stabilité de CLA par la TSO locale. Et ceci va entraîner une divergence du vent de surface entre les deux zones, en accord avec les études précédentes faites dans les grandes zones de fronts comme le Gulf Stream, le courant des Aiguilles, etc. (Small et al. 2008, O’Neil et al. 2010). Mais d’un autre côté, l’entraînement semble largement favoriser la convergence dans la zone de la ZCIT, alors que la contribution du «downwind SST gradient» accroît toujours la divergence : la distribution spatiale du «downwind TSO gradient» n’est donc pas cohérente avec celle de la contribution du mélange vertical dans le bilan de la convergence (Fig.6). Nous pensons que cela est dû à une mauvaise estimation de l’entraînement dans la ZCIT, dans laquelle notre paramétrisation simpliste de l’entraînement ne tient compte que de l’aspect dynamique (le cisaillement vertical), négligeant les phénomènes thermodynamiques pourtant fondamentaux dans cette zone. D’une manière générale, on ne peut donc pas considérer l’entraînement au sommet de la CLA comme étant identifiable au mécanisme SW dans notre modèle simple (à une couche) de la CLA.

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Table des matières

1 Introduction 
2 Description de la circulation atmosphérique de basse couche en Atlantique tropical 
2.1 La circulation atmosphérique générale en surface
2.2 La Zone de Convergence Inter-Tropicale (ZCIT)
2.3 Profil vertical de la basse atmosphère
2.3.1 Couche limite stable
2.3.2 Couche limite instable
2.4 Le modèle utilisé, forçages et sensibilités aux paramètres
2.4.1 Le modèle
2.4.2 Forçage du modèle
2.4.3 Les paramètres du modèle
2.4.4 Sensibilité de MCM à ses paramètres
3 Bilans climatologiques de quantité de mouvement et de convergence des vents de surface en Atlantique tropical
3.1 Le bilan de la quantité de mouvement 
3.1.1 Validation du modèle de couche de mélange
3.1.2 Classification des équilibres de vents
3.2 Bilan de la convergence de surface
3.2.1 L’approche de Back and Bretherton (2009a)
3.2.2 L’approche de Takatama et al. (2012)
3.2.3 Présentation des bilans
3.2.4 Décomposition de la contribution de la pression totale
3.2.5 Décomposition de la contribution de la PCLA
3.3 L’influence des TSO sur le bilan de convergence 
3.3.1 Comparaison des laplaciens de la PCLA et de la TSO
3.3.2 Comparaison du «downwind SST gradients» et de la contribution de l’entraînement
4 Description du couplage air-mer sur les zones de fronts de l’Atlantique tropical 
4.1 Résumé étendu de l’article en français 
4.2 l’article
5 Conclusion et perspectives

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