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Principaux modes lents de variabilités climatiques
Les modes annulaires
Par l’adjectif “lents” nous entendons ici plus longs que le m ois, c’est-à-dire au-delà des évènements météorologiques communs telles que les tempêtes. Pour des raisons historiques, l’hémisphère nord et la zone occidentale ont été les premiers à bénéficier d’observations rigoureuses et régulières de l’atmosphère et de l’océan. ensembleL’ des données disponibles a mis en évidence des fluctuations de grandes échelles associées à de longues périodes.
L’un des exemples les plus connus d’un tel phénomène est l’oscillation Nord Atlantique (NAO). Constituée d’un dipôle haute/basse pressions centrées sur les Açores et l’Islande, la NAO module l’intensité des vents d’ouest et le climat sur l’Europe (Hurrell and Loon 1997).
La figure 1.1 représente le premier mode de variabilité atmosphérique hivernal de l’hémi-sphère Nord, déterminé par la méthode des EOFs sur le champ depression à 500hPa des données NCEP/NCAR (Kalnay and Coauthors 1996). La NAO est enfait la manisfestation régionale d’un mode de variabilité recouvrant l’ensemble ed l’hémisphère nord et que l’on appelle oscillation Arctique (AO) ou mode annulaire boréal(NAM, Thompson and Wallace 1998). Ce mode représente les oscillations de la dépressionpolaire, c’est-à-dire le mouvement méridien des masses atmosphériques entre l’Arctique teles moyennes latitudes (Trenberth and Paolino 1981). L’analyse du comportement temporel de la NAO peut se faire par la composante
principale associée à l’EOF. En bas sur la figure 1.3 sont repr ésentés la série temporelle mensuelle de 1950 à 2000 de la composante principale de l’AO e t son spectre. La série ne montre pas de périodicité particulière, ce qui est confirmé arp l’absence de pics prononcés sur le spectre. Celui-ci montre une augmentation de l’énergie du mode annulaire avec la pé-riode. Notons par ailleurs que la position des centres de pression montre que l’indice défini comme la différence de pression entre l’Islande et les Açores permet de reproduire de ma-nière simple le comportement temporel de la NAO sur une plus longue période de temps que la composante principale de la première EOF (Hurrell 1995).
L’influence de l’océan n’est pas indispensable à l’existenc e de la NAO. En effet, les modèles de circulation générale (GCM) ont montré qu’il étaipossible de reproduire les modes de fluctuations basses fréquences atmosphériques avec des conditions aux limites fixes, notamment celle de l’océan, (Lau 1981). Cependant l’influence de l’océan sur la NAO est avérée à la fois dans les observations (Czaja and Frankignoul 1999, 2002, Czaja et al. 2003) et les modèles numériques (D’Andrea et al. 2005).
La NAO est très documentée et son étude n’est pas l’objet de cette thèse. En revanche, depuis le début des années 80 le développement des mesures tellitessa et des modèles numériques d’assimilation de donnée, ont facilité l’analysede la variabilité de l’hémisphère sud. En effet, à l’exception du phénomène ENSO, l’hémisphère Austral était jusqu’ici rela-tivement méconnu. Il y a été mis au jour un mode de variabilité, que l’on connaît sous le nom d’oscillation Antarctique (AAO) ou mode annulaire Austral (SAM, Southern Annular Mode). Le SAM est visible sur l’ensemble de la colonne d’air, que ce soit dans la pression de surface (Rogers and Loon 1982), la hauteur géopotentielle à 500hPa (Kidson 1988), à 300hPa (Karoly 1990) ou dans la couche 100-1000hPa (Yoden et al. 1987). Le SAM est re-présenté sur la figure 1.2 comme le premier mode de variabilité atmosphérique hivernal de l’hémisphère sud, déterminé par la méthode des EOFs sur leampch de pression à 500hPa des données NCEP/NCAR (Kalnay and Coauthors 1996). La comparaison avec l’AO est frappante, chacun des modes étant constitué d’un centre de ressionp sur le pôle, flanquée aux moyennes latitudes d’un train d’ondes de pressions opposée à celle du pôle, avec des centres plus marqués au-dessus des océans. Leur variabilité temporelle est également comparable, comme l’indique les spectres de la figure 1.3. Notons toutefo is que le SAM est marqué par une rougeur plus prononcée que l’AO, signe d’une plus grandepersistance des anomalies. Paradoxalement, ce n’est que récemment que les ressemblances entre les oscillations Arc-tique et Antarctique ont été mises en évidence (Gong and Wang1999), même si la NA n’est pas totalement assimilable à l’AO (Ambaum et al. 2001) . La Terre génère autour de chacun de ses pôles, un mode annulaire dont les extensions ve rs les plus basses latitudes sont affectées par les conditions de surfaces (Cash et al. 2002). Ces modes traduisent la va-riabilité du déplacement méridien des jets et sont les modesdominants en dehors des zones tropicales. Leur mise en parallèle a donné lieu à de nombreuses études (voir par exemple Thompson and Wallace 2000, Limpasuvan and Hartmann 2000). Les deux modes existent tout au long de l’année dans la troposphère et pénètrent jusque dans la stratosphère durant les périodes où le flot zonal interagit le plus avec les ondes stationnaires (au milieu de l’hi-ver dans l’hémisphère nord et à la fin de l’automne dans l’hémisphère sud). Cependant, une différence fondamentale existe entre les deux modes. Ladivergence du flux de quantité de mouvement qui maintient les anomalies de circulation zonale (oscillations méridiennes du jet associé au mode annulaire) n’a pas la même origine dansles deux hémisphères. Même si chacun des forçages tourbillonnaires est indispensable, dans l’hémisphère nord, ce sont les ondes stationnaires, particulièrement autour de 60N dans l’Atlantique, qui do-minent et dans l’hémisphère sud, ce sont les transitoires baroclines (Hartmann and Lo 1998, Limpasuvan and Hartmann 1999, 2000). Le cycle énergétique ntre la basse et la haute fré-quence, c’est-à-dire la transformation de l’énergie potentielle du flot moyen en énergie cinétique par les transitoires qui de nouveau forcent le flot moye n, a bien sûr lieu dans les deux hémisphères. Mais le confinement zonal des zones de tempêtes, où se manifeste l’augmen-tation de l’activité des transitoires (centrées sur les bords ouest des bassins océaniques), est beaucoup plus marqué dans l’hémisphère nord que le sud. Il enrésulte une rétroaction des transitoires sur le flot moyen plus localisée et une amplifica tion du rôle des ondes station-naires dans la détermination des modes de variabilité bassefréquence (Branstator 1995). La différence de distribution des océans-continents entre les deux hémisphères joue ici un rôle fondamentale. L’orographie de l’hémisphère Nord contraste avec l’uniformité océanique de l’hémisphère Sud qui favorise une dynamique beaucoup plus onalez et moins marquée par les ondes stationnaires.
L’importance du SAM dans la variabilité basse fréquence de ‘hémisphèrel sud est une question primordiale pour la prévision climatique. La miseen évidence d’une tendance po-sitive de l’indice AAO depuis le milieu des années 70 a soulevé un grand débat (voir figure 1.3 et Thompson and Wallace 2000, ?). Il semble qu’un phénomène complexe d’interac-tions entre la couche d’ozone stratosphérique et le forçage anthropogénique en soit l’origine (Rapahel 2003, Marshall 2003). Il a par ailleurs été montréumériquement que la réponse atmosphérique au réchauffement global et à l’augmentationdu forçage anthropogénique se projetait sur le SAM (Fyfe et al. 1999, Kushner et al. 2001). On le voit, le SAM, mode intrin-sèque de variabilité atmosphérique, est un phénomène crucial pour la compréhension de la dynamique de l’hémisphère sud. Se pose à nous deux questions: quelles sont les interactions possibles avec les autres composantes climatiques et d’autres modes de variabilités n’ont-ils pas aussi leur importance ?
Influence du SAM sur l’océan Austral
Le SAM a un impact sur la glace de mer et la circulation de l’océan Austral, que ce soit dans les modèles couplés de circulation générale (Halland Visbeck 2002, ?, Maze et al. 2006) ou les observations (??). Une représentation schématique en est donnée sur la figure 1.4. Le SAM induit une anomalie de vent d’ouest dans la zone Antarctique, au niveau du front polaire (55S), qui à son tour génère une dérive d’Ekmanvers le nord et une remontée des eaux froides profondes dans la couche de surface océanique, créant ainsi une anomalie d’eau froide. La divergence des eaux s’accompagne d’une remontée en fer qui augmente l’activite biologique et la concentration en chlorophylle de surface. D’autre part, la dérive d’Ekman vers le nord entraîne avec elle la glace de mer, augmentant son extension méri-dienne. Une phase positive du SAM s’accompagne également d’une anomalie de vent d’est à 35S. La dérive d’Ekman vers le sud induit alors une anomalie d’eau chaude en surface. Elle s’accompagne d’une convergence des eaux (45S) qui approfondit la couche de mélange et en limitant la pénétration du rayonnement solaire diminue laeneurt en chlorophylle. Enfin, l’in-clinaison des isopycnes accélère le courant circumpolaireAntarctique (ACC). Le SAM dans une phase négative aura tous les effets inverses. Notons toutefois que ces observations sont faites en moyenne zonale. Les asymétries viennent modifier quelque peu ces mécanismes, notamment les effets sur la glace de mer. Lefebvre et al. (2004) ont montré dans le modèle océanique ORCA2 forcé par les réanalyses NCEP/NCAR, que laomposantec zonalement asymétrique du mode dominant de variabilité de la glace avait un impact régionale impor-tant. Ainsi, une phase positive du SAM induit une extension de la glace dans les mers de Ross et d’Admundsen mais un retrait dans la mer de Wedell et autour de la péninsule Antarctique.
En surface, l’impact du SAM sur l’océan Austral semble se limiter à la création d’ano-malies de température positive et négative de part et d’autre de l’ACC et à l’accélération de ce dernier. Toutefois, ces mécanismes sont des forçages dynamiques du SAM et ne doivent pas faire oublier le forçage thermodynamique. Malgré la grande symétrie zonale du mode annulaire, il contient une composante asymétrique de nombre d’onde zonal trois (un pôle centré sur chacun des océans) susceptible d’induire une circulation méridienne et donc des anomalies de température atmosphérique. Verdy et al. (2005) ont analysé la variabilité de la température océanique de surface (SST) le long de l’ACC dansles observations et un modèle de couche mélangée (profondeur constante) 1D forcée par leentv. La figure 1.5 représente les contributions de chacun des flux de chaleur à la variance m ensuelle de la SST (pour toute l’année) par rapport aux observations. Outre la localisation du maximum des flux dans l’océan Pacifique on observe que le rôle des flux de chaleur sen sible est aussi important que celui des flux d’Ekman. Enfin en comparant les contributions d u forçage du SAM et d’ENSO Verdy et al. (2005) montrent que celui du SAM domine sur l’ensemble de l’océan Austral et que les deux modes de variabilités ont un rôle équivalent dans l’océan Pacifique est. Nous n’avons parlé jusqu’à présent que du mode annulaire et même’ils domine globalement la va-riabilité atmosphérique basse fréquence, l’étude de Verdyet al. (2005) montre que d’autres modes de variabilités peuvent influencer l’océan Austral, au moins localement.
Les autres modes de variabilités et leur impact sur l’océan Austral
Le “Pacific South-American pattern” : PSA
La figure 1.6 représente les second et troisième modes de variabilité atmosphérique de l’hémisphère sud. Ils contribuent à hauteur de 19% et 17% de la variance totale mensuelle hivernale. Ces deux modes sont en quadrature et constituent ce que l’on appelle le PSA (Pacific South-America pattern, ?). Il est constitué d’un train d’onde de mode 3 qui naît dans le Pacifique au niveau de l’Australie pour se propager ju sque dans l’Atlantique ouest, ce pourquoi on l’appelle parfois le train d’onde du Pacifique sud (SPW, South Pacific Wave train, Kidson 1999). Les deux EOF sont en partie associées à la variabilité d’ENSO via l’augmentation de la convection dans le centre de l’océan Pacifique et la divergence tropicale qui l’accompagne (Karoly 1989, Mo 2000, ?). Cependant, nombres d’études ont montré que les deux modes peuvent se dissocier. L’EOF2 devient alors un mode stationnaire de nombre d’onde zonal 3 (PSA1), indépendant des basses latitudes, qui ressemble à la composante zonalement asymétrique du SAM malgré des centres de pression plus marqués sur chacun des bassins océaniques. L’EOF3, principalement formée de euxd centres de pression de part et d’autre de la péninsule Antarctique (PSA2), reste très liée au forçage d’ENSO par la propagation dans le Pacifique sud d’ondes de Rossby excitées dans le Pacifique ouest tropical par une cellule de Hadley régionale (White et al. 2002,?). Ce mode, généralement appelé Dipôle Antarctique, influence la glace de mer et la circulati on océanique en y répercutant le signal tropical d’ENSO (Yuan and Martinson 2000, 2001, ?).
La figure 1.7 résume la contribution de chacun des modes amtosphériques à la variance des périodes (selon la définition de Kidson 1999) intra-saisonnière (IS, inférieure à 3 mois), interannuelle (IA, 3 mois à 1 an) et interdécennale (ID, supérieure à 1 an). Ces proportions ont été déterminées par Kidson (1999) via une analyse en EOFprèsa filtrage temporel de la fonction de courant bijournalière à 300hPa issue des réanalyses NCEP/NCAR. Leur ana-lyse ayant été conduite de l’équateur au pôle, elle englobeesl modes “Tropical” et “ENSO” directement forcés par ce dernier. Cependant leur extension méridienne reste confinée aux basses latitudes. L’analyse montre qu’au-delà de l’échelle saisonnière, le SAM et le PSA sont les modes dominants. Mais leur importance relative concernant l’impact sur l’océan Austral reste à établir.
En effet, la domination du SAM sur les autres modes de variabilité basse fréquence reste malgré tout un point à éclaircir (Hall and Visbeck 2002, White 2004, Visbeck and Hall 2004). L’enjeu est de déterminer quel mode atmosphérique force l’océan de manière privilé-giée et détermine sa variabilité interannuelle (1-10 ans).
Interactions océan-atmosphère aux moyennes latitudes, spécificités de l’hémisphère sud
La problématique de base des interactions océan-atmosphère dans l’objectif de faire des prévisions climatiques, est de déterminer si la variabil té de chacune des composantes est forcée passivement par l’autre ou bien si elle naît d’un couplage les impliquant toutes les deux. Classiquement, les différences de temps caractéristiques de l’océan et de l’atmo-sphère poussent d’une part à considérer le forçage de l’atmosphère comme un bruit blanc et d’autre part le forçage océanique comme constant. La diffi culté survient quand on consi-dère les échelles de temps intermédiaires pour lesquellesesl variabilités océaniques et atmo-sphériques sont du même ordre de grandeur et les interactions non-linéaires entre la haute et la basse fréquence atmosphérique sont importantes. Une evuer des interactions océan-atmosphère peut être trouvée dans Frankignoul (1985).
De l’océan vers l’atmosphère
Les interactions entre l’océan et l’atmosphère peuvent se différencier entre celles inter-venant dans les zones tropicales et celles intervenant aux moyennes-hautes latitudes. Il existe deux différences fondamentales entre ces zones. La premièr est la grande instabilité de la colonne d’air atmosphérique tropicale devant celle, faible, extratropicale. Elle a pour effet de transférer facilement en altitude les changements de conditions de surface, notamment dues aux anomalies de température océanique et donc de faciliterle couplage air-mer dans les tropiques. La seconde est l’importance de la force de Coriolis aux latitudes extra-tropicales qui a pour effet de contraindre fortement la dynamique. Il résulte de ces différences que le forçage de l’atmosphère par une anomalie de SST devra se distinguer d’une variabilité na-turelle atmosphérique de grande amplitude, d’autant plus que le forçage ne pénètrera pas en profondeur la colonne d’air. Toutefois, les revues des réponses atmosphériques aux anoma-lies de SST dans les moyennes latitudes (Kushnir et al. 2002) rappellent qu’il est bien admis que l’atmosphère extratropicale répond aux changements deSST, même si la réponse est faible devant l’amplitude de la variabilité interne atmosphérique.
Kushnir et al. (2002) passent également en revue la grande diversité des réponses atmo-sphériques possibles dans les GCM (voir tableau 1.1pour un résumé). Celles-ci peuvent être équivalentes barotropes ou baroclines, parfois dépendantes de la saison ou de la bande de fréquence considérée (interannuelle ou interdécennale),enfin linéaires ou non.
Cette grande diversité pourrait s’expliquer par les différences de climatologie des mo-dèles numériques et leur représentation des interactions on-linéaires haute-basse fréquence (Peng and Whitaker 1999). Malgré la pluralité des réponses,il ressort tout de même deux réponses types. La première est barocline, avec une haute pression sous le maximum de la source de chaleur diabatique et une haute pression au-dessus. Cette réponse est cohérente avec une dynamique quasi-géostrophique linéaire (Hoskinsand Karoly 1981, Frankignoul 1985). Cependant, malgré leur faible amplitude (10 à 40 m.K−1), les réponses atmosphé-riques aux anomalies de SST extra-tropicale montrent parfois une asymétrie avec le signe du forçage (Pitcher et al. 1988, Kushnir 1992, Peng et al. 200 2, 2003). On obtient alors la deuxième réponse type qui fait intervenir la rétroaction des transitoires baroclines sur la réponse linéaire. Celle-ci augmente le cisaillement vertical de la colonne d’air qui par insta-bilité barocline, transforme l’énergie potentielle injectée par la source de chaleur en éner-gie cinétique turbulente dont l’effet moyen est de barotropiser le flot en bouclant le cycle nergétique. On observe alors une structure équivalente barotrope avec des hautes pressions au-dessus ou à l’est de l’anomalie de SST. La dépendance de la réponse à la saison (chan-gement du flot moyen et donc du cisaillement vertical) et à la p osition de la SST par rapport à la stormtrack argumente en faveur du rôle déterminant joué par les transitoires baroclines. Ferreira and Frankignoul (2005) ont d’ailleurs montré qu’elles étaient responsables de la barotropisation de la réponse stationnaire après la réponse initiale barocline. La première réponse type décrite ci-dessus surviendrait donc à cause d’une faible activité des transitoires dans la zone du forçage, que ce soit à cause de sa localisation relative à la stormtrack ou à la sous-estimation de leur intensité (notamment dans les modèles à basse résolution).
Toutes ces réponses ont été déterminées dans l’hémisphèreord,n avec des anomalies de SST localisées dans les océans Pacifique et Atlantique. Demanière surprenante, aucune étude n’a été réalisée de la même manière dans l’hémisphèreud.Ors cet hémisphère est caractérisé par une zone de tempêtes relativement uniforme, beaucoup moins confinée zona-lement que dans l’hémisphère nord. Quid des réponses atmosphériques dans ce cas ? Nous n’avons trouvé qu’une seule étude du type réponse atmosphérique à une anomalie de SST.
Inatsu et al. (2003) analysent la réponse d’un modèle atmosphérique en configuration aqua-planète et hiver perpétuel. Ils s’intéressent principalement à la réponse des stormtracks (ST). Quand l’anomalie de SST est centrée à 30S, l’anomalie de ST est confinée zonalement tandis qu’avec une SST plus au sud (40S et 50S), elle devient zonalement uniforme. Au sud de la SSTa, une importante conversion d’énergie barocline près de l’axe de la ST (40S) est respon-sable de la forte croissance des tempêtes. D’autre part, le ransfert méridien vers l’équateur de l’énergie cinétique turbulente par le flot agéostrophique, tout comme la dissipation, sont importants pour diminuer l’activité des transitoires dansla direction zonale. La réponse en hauteur géopotentielle dans la haute troposphère est constituée d’une haute (resp. basse) pression au sud-est de la SSTa chaude (resp. froide) localisée à 30S. Cette réponse est for-cée par le chauffage diabatique, zonalement confiné, au seinde la ST. La réponse excerce une rétroaction positive sur la ST en maintenant le cisaillement vertical près de la surface. Dans l’hémisphère nord, les interactions entre la haute et al basse fréquence (transitoires et ondes quasi-stationnaires) se font par l’intermédiaire des flux turbulents et du cisaillement vertical du flot moyen. Inatsu et al. (2003) montrent que dans l’hémisphère sud, ces interac-tions se font préférentiellement par la baroclinicité de surface (directement proportionnelle au gradient méridien de SST) et le chauffage diabatique induit par les précipitations. Les interactions basse-haute fréquences sont donc différentes dans les deux hémisphères, posant la question de la validité des réponses atmosphériques obtenues au nord dans le sud.
Dans les modèles analytiques élaborés pour expliquer l’ACW(Qiu and Jin 1997, Goodman and Marshall 1999, Talley 1999) la réponse atmosphérique à une anomalie de SST a toujours été considérée comme linéaire et barotrope (la température de surfacetanté proportionnelle à la pres-sion). Seuls Colin de Verdière and Blanc (2001) n’ont pas fait cette hypothèse dans un mo-dèle quasi-géostrophique à deux couches dans un canal. Ils ont mis au jour un mode résonant atmosphérique excité par un train d’onde de SST de mode 2. Dans la gamme de résonance, l’atmosphère est barotrope avec des hautes pressions en phase avec les anomalies positives de SST. La résonance survient avec l’excitation par la SST d’une onde de Rossby stationnaire par rapport au flot moyen. Cependant la dynamique des transit oires baroclines était absente de leur modèle.
Il ne s’est donc jamais réellement posée dans l’hémisphèreuds la question de la réponse atmosphérique à une anomalie de SST avec une configuration pl us réaliste qu’un simple canal et la prise en compte des transitoires.
De l’atmosphère vers l’océan et couplage
L’étude de l’impact de la variabilité atmosphérique sur l’océan a considérablement pro-gressé avec le modèle stochastique de climat de Frankignouland Hasselmann (1977). En forçant une couche de mélange par un bruit blanc modélisant ‘activitél atmosphérique (donc sans “mémoire” relativement à l’océan) et avec un simple amortissement linéaire (qui repré-sente la dissipation océanique et les rétroactions atmosphériques) la SST se comporte comme un processus auto-regressif d’ordre 1 (processus de Markov) ayant un temps caractéristique fixé par l’amortissement. Ce modèle simple permet de reproduire les spectres rouges de l’océan et le retard de phase systématiquement observé parapport à l’atmosphère (?). En adaptant ce modèle de bruit blanc atmosphérique à un mode réaliste de grande échelle forçant une couche de mélange en présence d’un courant moyen, Saravanan and McWilliams (1998) ont développé le concept de résonance advective. Lorsque le forçage stochastique atmosphérique se fait par un mode de grande échelle, caractérisé par une longueur L, alors l’océan verra sa variabilité dominée par la fréquence correspondant au rapport U/L où U est la vitesse du courant océanique. Cette fréquence correspond au mode océanique pour lequel le changement de phase du forçage atmosphérique prend le même temps que l’advection par le courant d’une anomalie de SST d’une zone de forçage à l’aut re. L’anomalie ainsi advectée sera amplifiée une demi-période après sa création. Ce concept est tout à fait adapté à l’océan Austral à cause de la périodicité zonale du bassin et de la présence de l’ACC. Il a d’ailleurs été appliqué avec succès par Weisse and Mikolajewicz (1999), ?), Verdy et al. (2005).
Le forçage de l’océan Austral par les différents modes de variabilité atmosphérique basse fréquence peut se faire par l’intermédiaire des courants d’Ekman, du pompage d’Ekman et du flux de chaleur en surface. L’impact du mode annulaire a déjà été abordé, il a montré l’importance des transports méridiens de chaleur induit par les vents zonaux. Quels sont les autres mécanismes possibles partant des modes PSA1 et PSA2 ?
L’approche analytique de Qiu and Jin (1997) indique que l’ACW peut naître d’un mode couplé dynamique océan-atmosphère et qu’elle ne nécessitepas de forçage par téléconnec-tions avec ENSO. Ils utilisent un modèle océanique quasi-géostrophique à 2 couches, forcé dans un canal zonal par le vent et le flux de chaleur en surface. L’atmosphère est équivalente barotrope supposée en équilibre instantané avec l’océan.iuQand Jin (1997) montrent qu’une instabilité couplée du système est capable de reproduire slecaractéristiques de l’ACW ob-servée par WP96. Le mode le plus instable de leur modèle est denombre d’onde 2 avec une propagation vers l’est à la vitesse de 7−8 cm.s−1 (4-6 ans de période). Le mécanisme de pro-pagation de l’onde est le suivant (voir figure 1.11) : une anom alie chaude de SST est présente dans l’ACC, cela fournit une source de chaleur pour l’atmosphère qui s’ajuste alors sponta-nément. Le flux zonal de chaleur dominant sur le flux méridien (dans les hautes latitudes de l’hémisphère sud), l’ajustement créé une haute pression ‘estàl de l’anomalie chaude de SST et une basse pression à l’ouest. Sous la haute pression, la co nvergence d’Ekman approfondie la couche océanique de surface et comme le gradient méridienmoyen de température est dirigé vers l’équateur, le flot géostrophique vers le pôle créé par la déformation de la couche de surface, advecte de l’eau chaude et vient renforcer l’anomalie de SST déjà présente et advectée vers l’est par l’ACC. Notons que Baines and Cai (2000) trouvent un mécanisme quasi identique à celui de Qiu and Jin (1997) capable d’entre tenir l’ACW mais cependant pas assez fort pour l’initier. Leur mode le plus instable a un nombre d’onde 2 et se propage légèrement moins vite que le flot moyen.
Le modèle simple de Qiu and Jin (1997) reproduit bien les caractéristiques de l’ACW telle qu’observée par WP96, même si l’hypothèse selon laquelle l’atmosphère réagit de ma-nière barotrope et instantanée à une anomalie d’eau chaude est discutable. Une autre étude analytique qui reproduit assez bien l’ACW est celle de White et al. (1998). Pour WP96 les anomalies de vent méridien de surface (MSW) dirigées vers lepôle sont alignées avec les anomalies chaudes de SST (voir figure 1.9-gauche). D’après W hite and Chen (2002) c’est la conséquence d’un équilibre entre les anomalies d’advection méridienne de vorticité plané-taire et les anomalies de vortex stretching dans la basse troposphère (induites par les ano-malies de SST via le flux de chaleur diabatique à mi-niveau). N otons que cet équilibre n’est valable qu’en hiver. Le résultat de White and Chen (2002) estdonc exploité par White et al. (1998) pour créer un modèle analytique. L’océan est constitué d’une couche de mélange for-cée par les flux de chaleur sensible-latente et par la tension de vent (courants et pompage d’Ekman). L’atmosphère est relativement plus complexe que celle de Qiu and Jin (1997), puisqu’elle contient une composante dynamique zonale forcée via les flux de chaleur par l’océan. White et al. (1998) déterminent la relation de dispersion du modèle qui montre que les anomalies de températures sont advectées par le courantzonal moyen (ACC) augmenté d’une composante fonction du gradient méridien moyen de température. Cette composante augmente l’ACC (5 cm.s−1) de 4 cm.s−1 pour donner une vitesse de propagation de 9 cm.s−1 proche de celle observée par WP96. Les auteurs mènent ensuit une analyse numérique de leur modèle et montrent qu’en l’absence de couplage océan-tmosphèrea les anomalies sont advectées à la vitesse de l’ACC et que la dissipation les rend insignifiantes au bout de 6-8 ans (sans quoi l’onde de mode 2 aurait une période de 12-14 ans) tandis qu’avec couplage les anomalies ne se dissipent pas (feedback positif de la réponse atmosphérique aux anomalies d’eau chaude) et ont une période de 6-8 ans correspondant auxobservations. Notons que le nombre d’onde 2 est imposé dans le modèle et fixe les vitesses de propagation. Ainsi pour White et al. (1998) l’ACW est un phénomène couplé océan-atmosphère, la seule advection des anomalies de SST par l’ACC n’expliquant pas la vitesse de phase de l’onde. Cependant ces conclusions ne doivent pas faire perdre de vue que la vitesse de propagation des ano-malies dans toutes les études de White est une vitesse moyenne sur l’ensemble de l’océan Austral, sujette à une forte variabilité zonale et surtout une incertitude dont l’amplitude est du même ordre de grandeur que la vitesse du mode couplé trouvéici.
Pour Talley (1999) l’ACW est également issue d’une dynamique couplée. Elle développe plusieurs modèles analytiques simples et met en évidence que la réponse thermique de l’atmosphère aux flux de chaleur issus de l’océan détermine la relation dans l’espace des phases des anomalies de SST et SLP. Pour elle, aux échelles de temps interannuelles et décennales, l’atmosphère et l’océan sont en équilibre de Sverdrup. Pourobtenir des hautes pressions à l’est d’une anomalie d’eau chaude, il faut une atmosphère barocline où il y a équilibre entre advection verticale et flux de chaleur, mais cette structure est différente des observations où l’atmosphère est plutôt barotrope. Dans l’océan, les convergences d’Ekman créent des sources de chaleur qui propagent les anomalies vers l’est. L’équilibre de Sverdrup, induit par les convergences d’Ekman, agit sur le gradient méridiende température qui contribue à son tour à la propagation vers l’est des anomalies. La vitess e de phase de l’onde est ainsi déterminée par la dynamique océanique.
Colin de Verdière and Blanc (2001), en plus de déterminer la éponser atmosphérique à un train d’onde de SST fixe, ont couplé leur atmosphère un modèle océanique une couche contenant la dynamique planétaire géostrophique. Le mode ésonantr trouvé dans la version forcée du modèle se maintient dans la version couplée. Les flux de chaleur jouent un rôle d’un ordre de grandeur supérieur au forçage mécanique. Contrairement à l’étude de Qiu and Jin (1997) l’onde tire ici son énergie du flot moyen atmosphérique (jet stream) plutôt que du flot océanique. Le mode 2 semble déterminé par le coefficient de friction à l’interface air-mer.
Ces mécanismes ne font intervenir que le mode 2 de l’ACW, or nous avons vu qu’il alter-nait avec un mode 3. Dans ce cas le forçage atmosphérique est fi xe dans l’espace, impliquant une absence de blocage de phases avec les anomalies océaniques advectées par l’ACC. Or une relation de phase constante n’est pas nécessaire pour obtenir une interaction couplée océan-atmosphère. Venegas (2003) reprennent un mécanismede couplage déjà proposé par Cai et al. (1999) et illustré sur la figure 1.12. Au stade initial (schéma a) se trouve une ano-malie de haute pression dans le Pacifique entourée de deux anomalies de basse pression dans les zones ouest de l’Atlantique et du Pacifique (H et L sur le sc héma pour high et low). La géostrophie conduit à une anomalie de vent vers l’équateur en avant (à l’est) et vers le pôle en arrière (à l’ouest) de la haute pression (flèches noires). À l ‘arrière le vent vers le pôle charrie de l’air chaud et humide des subtropiques vers la “ceinture s ubpolaire”, d’où une anomalie d’air chaud qui réduit le flux de chaleur de l’océan vers l’atmosphère. S’ensuit une augmen-tation de la SST (contours grisés). Le phénomène inverse estobservé en avant de la haute pression. La deuxième phase du mécanisme intervient avec lapropagation vers l’est des ano-malies chaudes et froides de l’océan par le Courant Circumpolaire Antarctique tandis que les centres d’actions de la pression atmosphérique restent fixes (schéma b). L’anomalie chaude se dissipe légèrement au cours de son advection et au fur et à mesure qu’elle s’approche de l’anomalie de haute pression, celle-ci voit son amplitude diminuer jusqu’à changer de signe et devenir une basse pression quand l’anomalie chaude de SST l’aura dépassé et se situera dans l’Atlantique ouest. A ce niveau (schéma c), la nouvelleconfiguration atmosphérique permet un renforcement de l’anomalie chaude de SST qui peut alors continuer son parcours dans l’océan Austral. Ce mécanisme de couplage air/mer met ne jeu 3 phénomènes primor-diaux : la réponse thermique de l’océan à une anomalie de circulation atmosphérique (via la tension de vent méridienne et les flux de chaleur), l’advection vers l’est des anomalies de SST par l’ACC et la réponse en pression de l’atmosphère à une anomalie sous-jacente de SST.
L’approximation QG et le modèle continu
Le modèle est basé sur l’approximation quasi-géostrophique des équations dynamiques et thermodynamiques de l’atmosphère. Cette approximation représente une simplification notoire des équations régissant les mouvements de grandes chellesé extra-tropicaux. Son succès est du au fait qu’elle permet de déterminer les valeurs et d’appréhender l’évolution de l’ensemble des champs dynamiques et thermiquse (dans la limite des hypothèses physiques effectuées bien sûr) à partir d’une seule quantité : le géopotentiel.
Le modèle utilisé dans cette thèse ne resoud pas l’équationedtendance du géopoten-tiel mais sa forme conservative : l’équation de conservation de la vorticité potentielle quasi-géostrophique. Une dérivation rigoureuse des équations peut-être obtenue dans Holton (1992), on ne présente ici que les étapes importantes menant à l’équation de conservation. Fondamentalement, la quasi-géostrophie se base d’une partsur le fait que le vent horizontal est quasi non-divergent et en équilibre avec le gradient de pression (cad géostrophique) et d’autre part sur la supériorité des vitesses horizontales sur les vitesses verticales. La pre-mière assumption permet de séparer le vent horizontal en unecomposante majeure géostro-phique d’une anomalie agéostrophique : U = Ug + Ua U = 1 k ∧ rφ + Ua (2.1)
où l’on a supposé que l’échelle horizontale des mouvements taité très inférieure au rayon terrestre pour pouvoir définir le vent géostrophique avec unparamètre de Coriolis constant.
φ est le géopotentiel,k un vecteur unité vertical et l’indicea dénote la composante agéostro-phique. La seconde assumption permet de réduire les évolutions du moment horizontal et de la température suivant le flot total à leurs évolutions suivant le flot géostrophique. D’autre part et malgré le paramètre de Coriolis constant dans l’expression du vent géostrophique, on ne néglige pas les effets dynamiques de la variation en latitude de f en faisant l’approximation du plan β : f = f0 + βy où β représente le gradient méridien def à la moyenne latitude de 45S.
Diagnostic des grandeurs de surface
Le modèle atmosphérique ne résoud que les équations pronostiques de vorticité poten-tielle à 200, 500 et 800hPa. En vue de coupler cette atmosphère à un modèle d’océan nous avons vu qu’il était nécessaire de disposer de la températuret du vent de surface pour cal-culer le flux de chaleur à l’interface air-mer (équations 2.2 2-2.23). Nous verrons dans la section suivante que le modèle d’océan a également besoin duvent de surface pour calculer les courants d’Ekman.
Le calcul du vent de surface a été très simplifié puisqu’il a ét choisi de prendre une relation linéaire à coefficient constant avec le vent à 800hP a. Ce coefficient a été déterminé à partir des observations (réanalyses ERA15) comme le rapport moyen des vents aux deux niveaux. Pour les conditions d’hiver Austral, le coefficien t est de : 0.659.
De même, la température de surface ne peut être diagnostiquée qu’à partir de la tempé-rature de la couche basse atmosphériqueTb. Celle-ci est calculée à partir de la discrétisation de l’équilibre hydrostatique (2.5) : Tb = − pb (φ3 − φ2) (2.25)
Or le calcul des géopotentielsφi à partir des fonctions de courant se fait par l’inversion de : r2φi = r(f rψi) au cours de laquelle apparaissent des constantes d’intégrations néces-saires pour obtenir une température absolue : Tb = −Kb(ψ3 − ψ2) − g (HZ3 − HZ2) (2.26)
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Table des matières
le des matières
1 Introduction
1.1 Principaux modes lents de variabilités climatiques
1.1.1 Les modes annulaires
1.1.2 Influence du SAM sur l’océan Austral
1.1.3 Les autres modes de variabilités
1.2 Interactions océan-atmosphère aux moyennes latitudes
1.2.1 De l’océan vers l’atmosphère
1.2.2 De l’atmosphère vers l’océan et couplage
1.3 Objectifs
2 Un modèle couplé de complexité intermédiaire
2.1 L’atmosphère
2.1.1 L’approximation QG et le modèle continu
2.1.2 Le modèle discrétisé
2.1.2.1 La dissipation
2.1.2.2 La source de chaleur
2.1.2.3 Les termes sources Si
2.1.2.4 Diagnostic des grandeurs de surface
2.2 L’océan
2.3 Validation, climatologie
3 Variabilité basse-fréquence océan-atmosphère dans l’océan Austral
3.1 Introduction
3.2 Model description
3.2.1 Equations
3.2.2 Climatology of the CPL simulation
3.3 Southern Hemisphere Variability
3.4 SST anomalies creation mechanism
3.5 Ocean-Atmosphere coupling role
3.5.1 Forced ocean
3.5.2 Forced atmosphere
3.6 Discussion and Conclusion
3.7 Appendix
3.7.1 PV equation source terms
3.7.2 2D Fourier decomposition
3.8 Compléments : Maze et al. (2006)
4 Réponse stationnaire atmosphérique aux anomalies de SST dans l’hémisphère sud
4.1 Modèle et expériences
4.2 Description de la réponse stationnaire
4.3 Bilan de vorticité potentielle
4.3.1 Réponse barocline
4.3.2 Réponse barotrope
4.4 Linéarité et non-linéarité de la réponse
4.5 Rétroactions sur l’océan
4.6 Résumé
5 Conclusion
A Calcul du courant géostrophique de surface
A.1 Méthode
A.2 Application
B Longueurs d’intégrations
C Décomposition du bilan de VP
D Linéarité de la réponse atmosphérique à 180E
Bibliographie
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