Quelques éléments-clés de climatologie

Quelques éléments-clés de climatologie

Définition des zones tropicales, polaires et de moyenne latitude

Dans ce travail de thèse, on entend par tropiques la partie du globe terrestre située entre les latitudes 30N et 30S. C’est cette partie du globe qui est la plus chauffée par le rayonnement solaire, comme l’angle zénithal entre le rayonnement solaire et la surface terrestre est grand (proche de 90 degrés). Les latitudes tropicales s’opposent aux latitudes polaires qui sont situées entre 60 et 90 degrés de latitude. Ces latitudes reçoivent le rayonnement solaire avec un angle zénithal faible. En particulier, les régions entre les cercles polaires et les pôles, ne reçoivent plus de radiations solaires pendant l’hiver (nuit polaire) et inversement pour l’été. Entre les latitudes tropicales et les latitudes polaires, on trouve les moyennes latitudes (entre 30 et 60 degrés). Les moyennes latitudes correspondent aux zones tempérées, dont les climats nous sont plus familiers.

Tout d’abord, présentons succinctement les caractéristiques du climat des moyennes latitudes. Nous ferrons ensuite une description du climat tropical et nous soulignerons les différences avec le climat des moyennes latitudes.

La météorologie des latitudes moyennes

Les caractéristiques de la météorologie des moyennes latitudes 

Les latitudes moyennes sont les latitudes tempérées où le cycle saisonnier est moyennement marqué, si on le compare à celui du climat polaire. Mais, à l’inverse des zones tropicales, les variations de l’angle zénithal du soleil sont à l’origine de saisons bien marquées. Les variations de l’angle zénithal du soleil sont dues à la révolution de la Terre autour du soleil, et à l’inclinaison de l’axe de rotation terrestre. Si on s’intéresse aux variations météorologiques d’une échelle de temps de l’ordre de quelques jours, le plus surprenant sont les alternances de beau et de mauvais temps. Ces alternances sont le résultat des régimes de dépression et d’anticyclone bien connus des prévisionnistes. Les caractéristiques des ces perturbations sont illustrées sur la Fig. 2.1, qui est une image satellite Infrarouge (IR). Les nuages sont optiquement opaques et émettent, comme le fait un corps noir, des radiations IRs à des températures d’autant plus basses que leur sommet est haut. Ainsi les nuages hauts dont la température est faible apparaissent en blanc, et les nuages bas, plutôt en gris, tandis que la surface terrestre reste noire. Dans les moyennes latitudes, on voit que les nuages sont organisés en systèmes dits synoptiques, c’est à dire de large échelle spatiale (de l’ordre de 1000km). Les systèmes synoptiques forment des filaments et des enroulements de nuages. Les enroulements constituent les dépressions et on peut mesurer une périodicité de 6 ou 7 dépressions sur un même petit cercle.

Dynamique des moyennes latitudes 

La météorologie synoptique des moyennes latitudes s’explique surtout par les instabilités baroclines. Les instabilités baroclines sont créées par la diminution de la température méridienne, de l’équateur vers les pôles. Dans des conditions stables, l’équilibre géostrophique et l’approximation géostrophique déterminent la direction et l’intensité des vents. Or, le gradient thermique vertical étant négatif, les surfaces isothermes traversent les surfaces isobares en s’inclinant vers l’équateur. Les instabilités baroclines sont de forts cisaillements verticaux de vents qui tendent à croître à partir d’oscillations horizontales de température. Dans certaines conditions, les instabilités baroclines donnent naissance aux perturbations, et aux dépressions et anticyclones. Ces perturbations sont éventuellement associées ensuite aux zones frontales .

Les moyennes zonales des flux radiatifs au sommet de l’atmosphère. Le flux solaire net entrant est en pointillé, le flux terrestre sortant est en trait plein. Sur les trois graphes sont montrés les flux radiatifs pour les moyennes des saisons d’hiver boréal (DJF), d’été boréal (JJA) et pour la moyenne annuelle (AN). Tout d’abord, on constate que localement la quantité de rayonnement solaire SW absorbé n’est pas égale à la quantité de rayonnement LW émis.
– Un excès d’énergie radiative arrive entre 10N et 60S pour DJF, entre 10S et 60N pour JJA et entre 30N et 30S en moyenne annuelle.
– Un déficit en énergie radiative est observé au pôle Nord pour DJF, au pôle Sud pour JJA, et dans les latitudes polaires en moyenne annuelle. On appelle bilan radiatif la différence entre le rayonnement Courte Longueur d’Onde (SW) net entrant et le rayonnement Grande Longueur d’Onde (LW) sortant (OLR) au sommet de l’atmosphère. Le bilan radiatif reflète donc l’excès ou le déficit d’énergie radiative reçue par les enveloppes fluides (océan, atmosphère).

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Table des matières

1 Introduction générale
2 Contexte : le changement climatique et la circulation générale de l’atmosphère dans les tropiques
2.1 Introduction
2.2 Quelques éléments-clés de climatologie
2.2.1 Définition des zones tropicales, polaires et de moyenne latitude
2.2.2 La météorologie des latitudes moyennes
2.2.3 La météorologie tropicale
2.3 Présentation de la circulation générale de l’atmosphère
2.3.1 Définition de la circulation atmosphérique et son origine
2.3.2 Description de la circulation générale de l’atmosphère
2.3.3 Transport d’énergie par l’atmosphère
2.3.4 Vents de surface et transport du moment cinétique
2.3.5 Synthèse
2.4 Théorie de la circulation de grande échelle de l’atmosphère tropicale
2.4.1 Circulation de Hadley
2.4.2 Circulation de Walker
2.4.3 Observation de la circulation de grande échelle tropicale
2.4.4 Notion de quasi-équilibre et décomposition en régime dynamique
2.5 La circulation de grande échelle et ses changements
2.5.1 Variabilité interannuelle
2.5.2 Variation récente de la circulation tropicale de grande échelle
2.5.3 Quelques rappels sur le changement climatique
2.5.4 Variation de la circulation de grande échelle dans les simulations de changement climatique
2.5.5 Le déplacement des structures dynamiques vers les pôles
2.6 Synthèse
3 La circulation atmosphérique de grande échelle et son changement dans les GCMs
3.1 Introduction
3.2 Résumé de l’article
3.3 Data and methods
3.4 Hadley circulation and its variation in the AR4 AOGCM global warming simulation
3.4.1 Changes in the pattern of the Hadley circulation .
3.4.2 Changes in the strength of the Hadley circulation
3.4.3 Changes in the Hadley cell extension and size
3.5 Mechanism of tropical circulation change in IPSL-CM4
3.5.1 The Hadley circulation change of the IPSL-CM4 AOGCM
3.5.2 Analysis of the variability in the tropospheric zonal momentum and heat budget
3.5.3 Hadley circulation changes diagnosed by the temperature equation
3.6 Discussion
3.7 Diagnostics complémentaires sur la circulation de Hadley des GCMs couplés
3.7.1 Introduction
3.7.2 Comparaisons de la circulation de Hadley des AOGCMs et des réanalyses
3.7.3 Les changements transitoires de la circulation de Hadley
3.8 Mécanismes de changement de la circulation tropicale dans les AOGCMs
3.8.1 Données
3.8.2 Méthode
3.8.3 Résultats
3.9 Le déplacement des jets et des circulations tourbillonnaires dans un AOGCM
3.9.1 Le déplacement vers les pôles des jets subtropicaux
3.9.2 Circulation résiduelle et diagnostic des EP flux
3.10 Synthèse
4 Mécanismes à l’origine des circulations atmosphériques dans des simulations idéalisées de AGCMs
4.1 Introduction
4.2 La structure géographique des changements de SST et implication sur les circulations de grande échelle
4.2.1 Résumé
4.2.2 General Methodology
4.2.3 Validation of the simulation settings
4.2.4 Forced simulations using idealized patterns of SST warming
4.2.5 Discussion
4.3 Étude des forçages de la glace de mer et de la concentration atmosphérique en CO2 sur la circulation de grande échelle
4.3.1 Introduction
4.3.2 Méthode
4.3.3 Changement de la température
4.3.4 Changement des précipitations
4.3.5 Discussion
4.3.6 Synthèse
4.4 La circulation générale de l’atmosphère dans un GCM aqua-planète
4.4.1 Introduction
4.4.2 Méthode
4.4.3 Précipitations et circulation grande échelle
4.4.4 Études des lois de conservation de l’atmosphère
4.4.5 Simulation d’une augmentation uniforme de SST
4.4.6 Discussion .
4.5 Synthèse
5 Conclusion générale

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