Description de la circulation atmosphérique de basse couche 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.

Profil vertical de la basse atmosphère

L’influence de la TSO sur l’atmosphère est confinée dans la couche limite atmosphérique (CLA) par opposition à la troposphère libre, généralement au dessus. Elle joue un rôle clé dans les machines énergétiques atmosphérique et océanique, essentiellement dans le couplage entre océan et atmosphère. Sa paramétrisation est actuellement un maillon important de la physique des modèles de prévision et de climat. En limite supérieure, la CLA rejoint les conditions d’atmosphère libre (vent géostrophique déterminé par l’égalité des forces de Coriolis et de pression). Selon l’intensité de la turbulence, on distingue trois états de la CLA : neutre (très peu probable), stable et instable.

Couche limite stable

Dans cette état, les températures à la surface (les TSO) sont inférieures aux températures de l’air au dessus : le flux de chaleur sensible est alors dirigé vers la surface et il y a réduction de la turbulence dynamique. On parle aussi de profil sous adiabatique. Le mélange est peu intense et il apparaît une couche d’inversion au dessus, et une forte augmentation du module de vent horizontal. on parle alors de jet de basses couches. Cet état est général rencontré pendant la nuit.

Couche limite instable 

Ce type de profil est plus fréquent pendant la journée. Sur l’océan c’est encore plus probable sur les zones de forte valeurs de SST. En effet au voisinage de ces zones, de petites structures turbulentes d’origine thermique se créent dans la couche de surface. Il y’a donc une production thermique de la turbulence, et une forte turbulence règne au dessus de la couche de surface, et tend à homogénéiser le milieu ambiant, et forme la couche de mélange atmosphérique marine (CMAM) Les masses d’air chaudes, soumises à un mouvement ascensionnel depuis la surface de l’océan, arrivent au sommet de la CMAM et sont arrêtées par l’atmosphère libre qui est thermiquement stable. Toutefois, l’inertie acquise leur permet de pénétrer l’atmosphère libre avant de retomber dans la CLA. En effet, la température potentielle des masses pénétrant l’atmosphère libre étant inférieure à celle de leur environnement, elles retombent par gravité. Au cours de cette redescente, elles entraînent avec elles des masses d’air d’originaires de l’atmosphère libre. Cet effet est appelé le phénomène d’entraînement, il permet le développement de la CLA et génère un flux de chaleur qui tend à la réchauffer. L’entraînement peut aussi, en présence d’un cisaillement vertical, influencer les vents dans la CLA.

Forçage du modèle

A notre connaissance, le modèle MCM a jusqu’ici été forcé avec des réanalyses de faible résolution spatiale (CAODS (2x2o ) avec Stevens et al. (2002), puis dernièrement ERA40 (2.5×2.5o ) avec Back and Bretherton (2009a)). Dans cette thèse, nous utiliserons des réanalyses de hautes résolution : 0.75o pour ERAI et 0.5o pour CFSR.

Réanalyse ERA-Interim :
La réanalyse ERA-Interim est produite par le CEPMMT. Elle simule l’atmosphère globale sur la période de 1979 à aujourd’hui avec une résolution temporelle de 6 h. Les variables sont fournies sur une grille horizontale régulière de 0,75o en longitude et latitude et sur une grille verticale de 37 niveaux. La SST est requise comme condition aux limites dans le modèle atmosphérique du CEPMMT. Avant 2002, ce sont des SST hebdomadaires interpolées pour obtenir des valeurs journalières, déjà utilisées dans la réanalyse ERA-40 (Uppala et al., 2005), qui sont utilisées. A partir de 2002, un changement a été effectué pour bénéficier de nouveaux produits journaliers (produit NCEP opérationnel journalier puis, OSTIA (Stark et al., 2007). Il y a donc une nette amélioration de qualité de la SST avant et après 2002.

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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

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