Chap. 3 Climats tropicaux d

1
Chap. 3 Climats tropicaux déchelle régionale
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
2
3.3 La Zone de Convergence InterTropicale
Définition (1)
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
Les amas convectifs peuvent atteindre 2500 km de
diamètre sur lOcéan Indien et le Pacifique O.
sous linfluence doscillations
intrasaisonnières (période 30-50 jours).
Source Météo-France
sommaire chap.3
3
3.3 La Zone de Convergence InterTropicale
Définition (2)
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
4
3.3 La ZCIT hypothèses de formation
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
Pacifique Central (140W-120W) en juillet
Le dégradé de couleur de couleurs représente La
TSM du bleu (24C) au rouge (28C). Les tubes
horizontaux rouges représentent les alizés la
largeur des tubes étant fonction de leur
intensité. Source Daprès Beucher, 2005

• On peut avancer 2 principaux facteurs de
  formation de la ZCIT
• Facteur thermodynamique

5
3.3 La ZCIT hypothèses de formation

• 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
  gt 28C en )
• 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.

sommaire chap.3
6
3.3 La ZCIT hypothèses de formation
Pacifique Central (140W-120W) en juillet
Le dégradé de couleur de couleurs représente La
TSM du bleu (24C) au rouge (28C). Les tubes
horizontaux rouges représentent les alizés la
largeur des tubes étant fonction de leur
intensité. Source daprès Beucher, 2005
TSM 28C
TSM 28C

• On peut avancer 2 principaux facteurs de
  formation de la ZCIT
• Facteur thermodynamique
• Facteur dynamique

sommaire chap.3
7
3.3 La ZCIT hypothèses de formation

• 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 1er dorigine thermodynamique est lié à
  la quantité de
• vapeur deau disponible (cf. point 1),
• - le 2nd dorigine dynamique est lié à la
  convergence des alizés
• qui produit de
  lascendance à grande échelle ( ) au sein
  de la couche limite.
• 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 (f0) mais à quelques
• centaines de km.

sommaire chap.3
8
3.3 ZCIT Analyse Prévision - Climatologie

• 1. ZCIT à méso-échelle analyse et prévision
  jusquà J3
• Paramètres utilisés aux DOM-TOM (réalisé à
  partir dun inventaire réalisé en 09-2004)
• -Convergence à 850/925 hPa
• -Fortes ?w à 850 hPa (gt 21C, sur
  Atlantique et Pacifique)
• -Vitesses verticales maximales vers
  600-700 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

9
3.3 ZCIT et OLR
OLRlt240W/m2 (rouge) entre 30N-30S convection
profonde
Source données NOAA
OLRlt240W/m2 (rouge) entre 30N-30S convection
profonde
sommaire chap.3
10
3.3 ZCIT Balancement saisonnier

• 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 10-12
  semaines sur lAtlantique et le Pacifique Est.
• Pacifique Est et Atlantique
• -La ZCIT est positionnée toute lannée dans
  lhémisphère N.
• en janvier entre 2N (Atl.) et 5N (Pacifique
  E.)
• en juillet
  entre 8N (Atl.) et 10N (Pacifique E.)
• -La ZCIT correspond à une fine bande de
  convection (300-500km) avec des cumuls
• annuels de pluie de 2-3 mètres
• Pacifique Ouest et Océan Indien Central (
  60E-100E)
• -la ZCIT oscille entre 10S (janvier) et 25N
  (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)

sommaire chap.3
11
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en janvier moyenne 68-96
. Source RéAnalyse NCEP
sommaire chap.3
12
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en février moyenne 68-96
Source RéAnalyse NCEP
sommaire chap.3
13
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en mars moyenne 68-96
Source RéAnalyse NCEP
sommaire chap.3
14
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en avril moyenne
68-96 Source RéAnalyse NCEP
sommaire chap.3
15
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en mai moyenne
68-96 Source RéAnalyse NCEP
sommaire chap.3
16
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en juin moyenne
68-96 Source RéAnalyse NCEP
sommaire chap.3
17
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en juillet moyenne
68-96 Source RéAnalyse NCEP
sommaire chap.3
18
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en août moyenne
68-96 Source RéAnalyse NCEP
sommaire chap.3
19
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en septembre moyenne
68-96 Source RéAnalyse NCEP
sommaire chap.3
20
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en octobre moyenne
68-96 Source RéAnalyse NCEP
sommaire chap.3
21
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en novembre moyenne
68-96 Source RéAnalyse NCEP
sommaire chap.3
22
3.3 Structure de la ZCIT variabilité saisonnière
Précipitations (mm/s) en décembre moyenne
68-96 Source RéAnalyse NCEP
chap 3.4 moussons
En savoir plus sur la formation de la ZCIT
Retour ZCIT en janvier
sommaire chap.3
23
3.3 La ZCITHypothèses 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.

• 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.

sommaire chap.3
24
3.3 La ZCITHypothèses 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.

• Facteur dynamique au-dessus de la couche limite

• Facteur dynamique au sein de la CLA tropicale
• Plaçons-nous dans un contexte synoptique de
  régime de mousson
• -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, 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).

sommaire chap.3
25
3.3 La ZCITHypothèses 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.

• Facteur dynamique au-dessus de la couche limite

1. Facteur dynamique au sein de la CLA tropicale

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

26
3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique
au-dessus de la CLA (1)

• Léquation de conservation du tourbillon absolu
  (hors couche limite)

(1)
sommaire chap.3
27
3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique
au-dessus de la CLA (2)
(3)
cotanf
Rappel sur cotan f
8
f0 équateur
f-?/2 Pôle Sud
f?/2 Pôle Nord
-8

• Daprès léquation (3) on en déduit
• Une parcelle dair qui sapproche de léquateur
  (vgt0 dans HS, et vlt0 dans HN) a tendance à
  diverger (hausse exponentielle).
• Inversement, une parcelle dair qui séloigne de
  léquateur
• (vlt0 dans HS, et vgt0 dans HN) à tendance à
  converger (hausse exponentielle).

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
z
25N
Anticyclone
5N
Effet de vallée dynamique à léquateur
divergence et subsidence
5N
4 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.
2 km
5S
équateur
Surface sur laquelle évolue 1 particule dair
Anticyclone
sommaire chap.3
29
3.3 La ZCITHypothèses 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.

• Facteur dynamique au-dessus de la couche limite
  

• Facteur dynamique au sein de la CLA tropicale
• Plaçons nous dans un contexte synoptique de
  régime de mousson
• -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, 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).

sommaire chap.3
30
3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au
sein de la CLA (1)
Pour expliquer la présence de la ZCIT vers 5 de
latitude, repartons de léquation du mouvement
horizontal dans la CLA
(1)

• Effectuons une Analyse en Ordre de Grandeur (AOG)
  de quelques termes
• W 10-3 U ? ladvection verticale est
  négligeable par rapport à ladvection horizontale
• ? Vh/ ? t 0 laccélération eulérienne du
  vent horizontale est négligeable

(2)
?
sommaire chap.3
31
3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au
sein de la CLA (2)
Définissons les grands équilibres de la CLA dans
les régions proches de léquateur pour des
phénomènes gt 5 jours
sommaire chap.3
32
3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au
sein de la CLA (3)
25N
Dt
Équilibre dEkman
z
Illustration sur lOcéan Indien en juillet avec
une dépression thermique (Dt) centrée sur le
Pakistan et un anticyclone sur locéan Indien
Sud. Explication des processus physiques diapo
suivante.
1 km
5N
équateur
2S
Source Météo-France (F. Beucher)
Anticyclone des Mascareignes
sommaire chap.3
33
3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au
sein de la CLA (4)
Explication des processus physiques de la figure
précédente a. Entre 2S et 5N
équilibre advectif - 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 ?a
lt0 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.
sommaire chap.3
34
3.3 Formation de la ZCIT Facteur dynamique au
sein de la CLA (5)
Explication des processus physiques de la figure
précédente a. Entre 2S et 5N équilibre
advectif

• Vers 5N régime de transition vers un équilibre
  dEkman
• - La forte hausse de la force de Coriolis vers
  5N 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
• (?a gt0 dans HN)
• ? Enfin, la décélération du flux au sein de la
  couche limite génère de la convergence et des
  ascendances appelées pompage dEkman

En résumé, la zone de convergence, vers 5N, se
situe dans la zone de transition entre
léquilibre advectif et léquilibre dEkman
sommaire chap.3
35
3.3 La ZCITHypothèses 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.

• Facteur dynamique au-dessus de la couche limite
  

1. Facteur dynamique au sein de la CLA tropicale

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

36
3.3 Formation de la ZCIT rôle du couplage
océan-atmosphère (1)
Quelle est lorigine de lupwelling équatorial?
Source Météo-France (F.Beucher)

• Le transport de masse océanique appelé transport
  dEkman, E, est dirigé à 90 à droite (respec.
• à gauche) de t dans lhémisphère nord
  (respec. hémisphère sud). Lintensité de E est
• proportionnelle à celle de t.
• 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

sommaire chap.3
37
3.3 Formation de la ZCIT rôle du couplage
océan-atmosphère (2)
Lien entre upwelling et zones de TSM fraîches
Température de surface de la mer en moyenne
annuelle. Source RéAnalyse NCEP 1981-2002

• 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.

sommaire chap.3
38
3.3 Formation de la ZCIT rôle du couplage
océan-atmosphère (3)
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)

• 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.

sommaire chap.3
39
3.3 Formation de la ZCIT rôle du couplage
océan-atmosphère (4)
Convergence dEkman et zone de downwelling

• On rappelle quel le transport dEkman E est
  proportionnel à lintensité de la tension de vent
  t.
• Comme les alizés de SE faiblissent en
  rapprochant de la ZCIT, le transport dEkman
  faiblit également
• ? on observe de la
• convergence dEkman vers 4N
• ? favorisant le downwelling et une hausse rapide
  des TSM

Source Météo-France (F.Beucher)
sommaire chap.3
40
3.3 Formation de la ZCIT rôle du couplage
océan-atmosphère (5)
Forte corrélation entre maximum de TSM et maximum
de précipitations
Précipitations annuelles (en mètres).
10N
Sources Dorman et Bourke (79,81), Dorman (82),
Baumgartnet et Reichel (75)

• 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 (gt28C)
• En moyenne annuelle la ZCIT ( ) est située
  entre 5N et 10N sur le Pacifique Central -
  Pacifique Est - Atlantique.

chap 3.4 moussons
sommaire chap.3
41
3.3 Formation de la ZCIT Annexe le pompage
dEkman
Rappel La convection et les forces de
frottements sont deux processus physiques qui
induisent de la convergence en basse troposphère

• Définition du pompage dEkman
• la convergence de vent en basse troposphère
  produit de lascendance au sein de la couche
  limite appelée pompage dEkman

• Equation du pompage dEkman au sommet de la
  couche dEkman

wH vitesse verticale au sommet de la couche
dEkman 1 km K coeff. de viscosité (eddy
viscosity) a0 angle entre vent observé et vent
géostrophique en surface ?g tourbillon
géostrophique f paramètre de Coriolis
? Le pompage dEkman au sommet de la couche
dEkman, wH, 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 (wH)
au sommet de la couche dEkman
retour ZCIT
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
• http//intramet.meteo.fr, 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, 30N to
  30S. Mon. Wea. Rev., 107, 896-910
• - Dorman, C., E., Bourke, R.,R., H., 1981
  Precipitation over the Atlantic Ocean, 30N to
  30S. Mon. Wea. Rev., 109, 554-563