NOTION en météorologie tropicale
I-
L'ATMOSPHÈRE ET L'ENERGIE :
Notre planète tire toute son énergie d'une seule source : le Soleil.
Le sol, les océans et l'atmosphère reçoivent de l'énergie du Soleil sous forme
de rayonnement électromagnétique. La lumière que nous voyons est formée de ce rayonnement.
Variations horizontales du rayonnement solaire
qui arrive à la surface de la Terre.
qui arrive à la surface de la Terre.
L'équateur reçoit plus d'énergie que les
deux pôles, car :
Les rayons arrivent de façon directe à
l'équateur (contrairement aux autres régions où les rayons arrivent à
l'oblique);
le Soleil est un peu plus proche de l'équateur que des autres régions.
La Terre reçoit l'énergie du Soleil, mais elle en perd également sous forme de rayonnement. La Terre rayonne de l'énergie, tout comme notre corps. En effet, tout corps qui possède une température supérieure à 0 Kelvin
le Soleil est un peu plus proche de l'équateur que des autres régions.
La Terre reçoit l'énergie du Soleil, mais elle en perd également sous forme de rayonnement. La Terre rayonne de l'énergie, tout comme notre corps. En effet, tout corps qui possède une température supérieure à 0 Kelvin
(-273°C) émet un rayonnement. Dans les cas
de la Terre et de notre corps, ce rayonnement se nomme « rayonnement infrarouge
».
II- Circulation Générale
Le déséquilibre
thermique existant dans l’atmosphère entre les régions de basses latitudes et
les régions polaires, du fait de la différence de la quantité de chaleur reçue
du soleil induit au sein du fluide atmosphérique un déséquilibre de densité
(masse volumique), donc de pression ; des mouvements s’y mettent en place
à la recherche d’un état d’équilibre : l’air très froid donc très dense
près des pôles, tend à s’étaler
horizontalement sur la surface de la terre par simple effet de la
pesanteur ; dans ce mouvement vers le sud, il vient progressivement
remplacer l’air chaud moins dense qui se soulève ; l’air réchauffé
considérablement près des latitudes équatoriales
devient plus léger et s’élève dans la haute atmosphère, ou il prend une
direction vers le pole.
En outre, la rotation
de la terre induit la force de déviation de Coriolis, ce qui limite les
déplacements de l’air d’une latitude à une autre. Dans l’hémisphère nord, cette
force dévie vers l’ouest toute particule en mouvement du nord vers le sud, et
vers l’est toute particule en mouvement du sud vers le nord.
L’air froid de la calotte polaire tendant à
circuler vers le sud est entraîné vers l’ouest, l’air chaud remontant vers
le nord est entraîné
vers l’est.
Conclusion :
Le maintient de la stabilité
hydrostatique d’une part et la rotation de la terre d’autre part sont les
deux facteurs principaux qui déterminent les mouvement à grande échelle de la
circulation générale de l’atmosphère et provoque les zones de climat de la
Terre.
L'air chauffé sur les
régions équatoriales s'élève et s'étend vers le nord et le sud. Après que l'air
c'est refroidit, comme il est plus lourd, il descend de nouveau à la surface de
la Terre dans la zone de climat subtropicale entre les latitudes 25° et 40°.
Cet air décroissant stabilise l'atmosphère, empêchant beaucoup de formation de
nuage et de précipitations. Dans cette bande, se forme des anticyclones sur la
mer ( ex anticyclones des Açores). En conséquence, plusieurs des climats du
désert du monde peuvent être trouvés dans la zone de climat subtropicale. L'air
de surface des régions subtropicales retourne vers l'Équateur pour remplacer
l'air qui s'élève, achevant ainsi le cycle de la circulation de l'air dans la
cellule de Hadley.
Bien que la réalité
physique des cellules de Hadley ait été remise en cause, elles fournissent
d'excellents moyens pour décrire la façon dont la chaleur est transportée à
travers la Terre par le mouvement d'air. La circulation générale sert à
transporter l'énergie calorifique des régions équatoriales chaudes à des
régions tempérées et polaires plus froides. Sans une telle redistribution
latitudinale de la chaleur, l'Équateur serait beaucoup plus chaud et les pôles
seraient beaucoup plus froids.
III-Conception historique de la circulation générale
Schéma
simple des cellules de Hadley
Modèle
de Hadley(1735)
Ce modèle suggère une
cellule unique hémisphérique, composée d’une branche ascendante à l’équateur et
subsidente au pôle. Cette circulation tente d’expliquer le régime des alizés,
mais ne décrit pas le régime d’est polaire.
Schéma
complexe des cellules de Hadley
Modèle de Ferrel(1956)
Ce model apport une grande amélioration au schéma de Hadley
en introduisant une nouvelle « force », la composition de la force de
Coriolis. Ce modèle explique mieux la distribution de la pression
La circulation générale de l'air est
cassée en trois cellules dans chaque hémisphère :
- la cellule de Hadley,
- la cellule de Ferrel,
- la cellule Polaire.
- la cellule de Hadley,
- la cellule de Ferrel,
- la cellule Polaire.
Schéma complexe de la circulation générale (modèle de Palmèn
(1951))
Ce
modèle apporte une contribution décisive
à la description de la circulation générale et tient compte notamment de
l’importance des échanges horizontaux et des courants jet d’altitude. Ce schéma
montre notamment la cellule de Hadley à tropopause haute, la cellule de Ferrel
avec une circulation complexe, la cellule polaire, les principales zones de
hautes et de basses pressions ainsi que les jets tropicaux, subtropicaux et
polaire. Ce modèle respecte mieux les équilibres énergétiques de l’ensemble terre
atmosphère.
IV- caracteristiques
aux latitudes moyennes
En
altitude :
La structure de la
circulation générale moyenne apparaît nettement sur les cartes d’altitudes (en
surface, le mouvement de l’air est trop perturbé par les divers facteurs
géographiques). Cette structure comprend en particulier dans la troposphère une
vaste zone de vents forts d’ouest, « le courant-jet
d’ouest », oscillant autour des latitudes moyennes, (avec des vitesses
maximales prés de la tropopause), entre une zone de hautes pressions entourant
les régions équatoriales et une zone de basses pressions aux latitudes polaires
(fig. ci-dessous)
Le déséquilibre
thermique constamment entretenu entre les régions proches de l’équateur et les
régions polaires, fait des latitudes moyennes le lieu de transition entre l’air
chaud et l’air froid, où existe donc un fort gradient horizontal de température
(fig. (b)).
Les cartes de répartitions
moyenne mensuelle des isohypses en altitude (fig.ci-dessus) font ressortir très
nettement le courant-jet d’ouest des latitudes moyennes ; elles montrent
des ondulations marquées sur l’Amérique du nord et le nord de l’Europe,
(ondulation visibles à tous les niveaux), qu’il y a tout lieu d’attribuer à
l’influence dynamique des continents.
En
surface :
En basses couches, la circulation de grande
échelle dépend essentiellement de la répercutions du courant général d’ouest et
de l’évolution des ses ondulations, de leur forme, leur vitesse, etc. A ces
causes d’abord dynamiques, se superposent les diverses influences géographiques
déjà mentionnées, et les effets dus aux actions plus ou moins directes du sol.
Il en découle un aspect souvent très complexe des répartitions des paramètres
en surface, ce qui expliques l’aspect cellulaire que prend la circulation au
sol, en particuliers dans l’hémisphère nord(fig.ci-dessous), même si la
circulation d’altitude est approximativement zonale.
conclusion
Les latitudes moyennes
sont le lieu des rencontres et des échanges entre courant chaud et courant
froid indispensable aux transferts nécessaires de chaleur entre régions
polaires et équatoriales. Toutes variations du champ de mouvement déforment le
champ de vent et le champ de pression, et interagissent plus ou moins
sensiblement avec le courant jet d’ouest (en altitude) lié a la zone de
transition entre l’air chaud et l’air froid. Ainsi se créent dans les champs de
mouvement les dépressions et les
anticyclones dynamiques induisant des courants convergents (ou divergents), ou
apparaissent (disparaissent), des zone de friction entre masses d’air d’origine
différente : les fronts et les systèmes cycloniques des latitudes
moyennes. C’est à travers eux que peuvent se faire les transferts méridiens
d’énergie nécessaire à l’équilibre de l’atmosphère
V- monde tropical- Equateur
météorologique :
La
description de la circulation atmosphérique dans les régions tropicales peut
être présentée de deux façons différentes :
La première décrit classiquement le monde tropical avec en surface deux
ceintures anticycloniques subtropicales, axées vers les 30°N et 30° S et sépares
par une dépression relative appelée basse pression intertropicales (BPIT).
En altitude le système va s’inverser avec une ceinture de hauts géopotentiels
sur l’équateur
La
seconde permet de délimiter le monde tropical avec deux discontinuités :
-
l’une centrale et verticale : L’équateur
météorologique ( E.M) qui sépare le monde tropical en deux hémisphères
distincts. Nous aurons alors l’hémisphère d’hiver avec des perturbations
polaires qui pénètrent parfois dans les régions tropicales jusqu’en bordure de
l’équateur géographique et l’hémisphère d’été qui sera le siège des
perturbations tropicales plus ou moins bien organisées mais constituées essentiellement
de convection profonde.
-
L’autre quasi horizontale :
La couche
d’inversion des alizés divise la
troposphère en deux strates d’inégales épaisseurs :
·
La strate inférieure où couche des
alizés ;
·
la strate
supérieure siége de la subsidence.
D’une
manière générale, la région comprise entre le Tropique du Cancer 23°27’ N, et
le Tropique du Capricorne 23°27’S définit la zone tropicale, une ceinture
autour du globe. L’étude des phénomènes atmosphériques décrite dans cette zone
constitue la météorologie tropicale avec des caractéristiques particulières.
Cette zone comprend spécialement des océans, des zones désertiques et des
forêts. Les phénomènes convectifs tropicaux ont une importance prépondérante
dans la circulation générale du globe. La circulation particulière dans cette
zone et les effets conjugués des différents phénomènes (ZCIT, ondes d’est,
lignes de grains etc…) jouent un rôle fondamental sur l’ensemble du
globe.
Les
alizés sont déviés entre 5 N et 5 S à cause des effets conjugués de la
force de Coriolis, de la friction (frottement) et du tourbillon potentiel.
Cette zone.5N – 5S s’appelle zone de convergence Intertropicale (ZCIT). Elle
est marquée par une forte convergence : ∇.V
.
vi- la zone de convergence
intertropicale zcit
1-Définition de la Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT) :
La Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT) est:
-
une bande de convection à orientation presque zonale présentant parfois
des ondulations méridiennes (N/S) significatives.
-
une étroite bande zonale où les vents des deux hémisphères se
rencontrent.
-
généralement inclinée avec l’altitude vers l’Equateur en Afrique de
l’ouest
-
La position en surface de la ZCIT est localisée dans les zones de
basses pressions ou de discontinuité de vents convergents. Sa position extrême
nord est atteint en été boréal (Juillet/Août), saisons des pluies et sa
positon extrême sud en été austral (Janvier / Février), saisons sèches sur de
vastes zones au dessus de l’Afrique de l’Ouest.
L’équateur météorologique sur les océans (d’après Leroux) L’équateur météorologique sur les
continents
2- Caractéristiques de la ZCIT au-dessus de l’Afrique :
La position en surface de la ZCIT tend à coïncider
avec le maximum de l’ensoleillement avec un temps de réponse de 4 à 6 semaines
par rapport à la position du soleil.
La ZCIT oscille entre le tropique du Cancer et celui
du Capricorne, en réponse au mouvement apparent du soleil. Elle présente
cependant des variations régionales. Au dessus de l’Afrique de l’ouest, la ZCIT
reste au nord de l’Equateur toute l’année à cause de l’influence océanique,
notamment la température relativement basse de la surface de l’eau de mer dans le
Golfe de Guinée. En Afrique de l’est, du Centre et du sud, la ZCIT
oscille de part et d’autre de l’Equateur. Ceci est dû en partie aux différentes
capacités thermiques et à la distribution des masses continentales et
océaniques.
3- La dynamique de la ZCIT.
Une ZCIT active se caractérise par :
-
une convergence dans les basses couches
-
une humidité suffisante dans la basse et moyenne troposphère pour le
développement des nuages de convection profonde
-
des vitesses verticales négatives à 500 hPa indiquant des mouvements
ascendants
-
une divergence dans les couches supérieures à partir de 300 hPa jusqu’à
la tropopause indiquant des flux sortants
-
des nuages convectifs ou amas nuageux sur l’imagerie satellitale.
NB :
Au dessus de l’Afrique Occidentale et une partie de
l’Afrique centrale, la trace au sol de la ZCIT est appelée Front InterTropical
(FIT).
4-
Structure du FIT :
En Afrique boréale, il s’agit d’une discontinuité en
alizé de Nord-Est (Harmattan) et la mousson. Ces deux flux ont des caractères
complètement différents :
A – L’Alizé de Nord Est en raison de son origine
continental et son déplacement au-dessus des régions arides, c’est un flux très
chaud et sec.
B – La mousson. C’est un flux humide qui, bien que se
réchauffant sur le continent est plus dense que l’air du Sahara. En conséquence
le flux de mousson s’enfonce comme un coin sous le flux d’harmattan. Ce qui
fait que la trace au sol du FIT est généralement inactive, l’épaisseur de la
mousson étant insuffisante pour permettre la formation de nuages à fort
développement.
Au fur et à mesure que l’on s’approche de l’équateur,
le flux de mousson s’épaissit tout en restant un phénomène de basses couches
limitées approximativement à 700 hPa.
Considérant le phénomène météorologique de cette
structure on peut délimiter plusieurs zones dans le sens méridien caractérisant
l’ensemble du système.
Sur l’Afrique Occidentale et Centrale on peut observer
toutes les séquences lorsque le FIT a atteint sa position maximum en latitude
c’est-à-dire en Juillet/Août.
ZONE A
Il s’agit de la zone au Nord de la trace au Sol du
FIT. Elle correspond au climat de type saharien : température élevée,
quantité de vapeur d’eau extrêmement faible. En conséquence la formation de
nuages convectifs y est impossible.
La présence de basses pressions (air chaud),
l’accélération de l’harmattan et la nature du sol (sableux sans végétation)
donne lieu à la formation de nombreux lithométéores (tourbillons, vent de
sable, brume sèche). Cette zone est prédominante en saison sèche (hiver boréal)
lorsque le FIT est très bas en latitude.
ZONE B (largeur
environs 200 Km)
Elle se trouve immédiatement au sud du FIT dans le
coin d’air humide dont l’épaisseur n’excède pas 1000 à 1300 m. Il est surmonté
par l’harmattan sec et subsident. De ce fait et en raison de la faible
épaisseur de la mousson, les nuages, en général voient leur extension verticale
limitée, leur fréquence augmentant au fur et à mesure que l’on se déplace vers
le sud. On observe souvent des brumes sèches en altitude (dans l’harmattan) et
des vents de sable si un grain se produit.
ZONE C (largeur environs 200
à 500 Km)
Au sud de la zone B l’épaisseur de la couche humide
continue de s’augmenter jusqu’au maximum.(1000 à 4000m d’épaisseur de mousson).
Cette région se subdivise en deux zones : C1 et C2.
Zone C1 (largeur environs 200
à 400 Km )
La couche d’air humide s’épaissit et son extension
verticale devient telle qu’elle permet le développement de nuages convectifs à
forte extension verticale (CB). C’est le domaine des orages et de l’activité
maximale des lignes de grains.
Zone C2 (largeur environs 200
à 500 Km)
La couche d’air humide est à son épaisseur maximum, ce
qui empêche une forte convection. Les masses nuageuses y sont étalées en
couches ne formant que des perturbations zonales qui donnent de fortes
pluies continues (pluies de mousson).
Zone
|
A
A/B
B
|
C1 C C2
|
D
|
||
Largeur
|
200
Km
|
200 à 400 Km
|
200 à
500 Km
|
||
Epaisseur de mousson
|
0à
1000-1500m
|
1000
à 3/4000m
|
2000
m environ
|
||
Nébulosité
|
Ciel clair
|
Peu nuageux
|
Ciel
couvert
|
nuageux
|
|
Nuages
|
CH : cirrus
CM :Altocum.
|
Cu de beau temps+ CB
|
CB à grand développement vertical
|
CM : altocum/altostra
CL : Stratocu
|
CL :
Stratus
Stratocumulus
Cumulus
|
phénomènes
|
Brume sèche
|
Orages
isoles
|
Averses,
Orages,Ligne de grains
|
Pluies
continue « luies de mousson »
|
Pluies
faibles ou bruines
|
Convergence en
surface
|
Forte quand
FIT entre 7 et 12° N
|
Forte
en drift cisaillé
(juin
à septembre)
|
divergence
|
||
ZONE D
Cette zone correspond à l’extension de l’anticyclone
de Sainte Hélène qui s’étend (Juillet/Août) sur les régions proches du
Golfe de Guinée (Basses côtes en Afrique Occidentale partie Nord de la côte
Ouest de l’Afrique à l’exception du Golfe du Biafra). On y remarque l’influence
anticyclonique (subsidence et inversion de température). Les nuages convectifs
ne peuvent donc pas s’y développer. C’est le domaine de la petite saison sèche
de Juillet à Août sur la basse côte avec compte tenu de la forte humidité dans
les basses couches, la formation des nuages Strato-cumulus.
NB : Il est évident que la structure méridienne
de ces zones ne constitue que de moyenne pouvant fluctuer d’une manière parfois
importante dans le sens zonal en fonction des variations des centres d’action.
5- Cas particulier de l’Afrique Centrale
L’Afrique Centrale est caractérisée par les aspects
géographiques suivants :
Une zone continentale de part et d’autre de
l’Equateur,
Deux océans à l’Est et à l’Ouest au dessus desquels se situent deux
anticyclones subtropicaux dont les flux d’alizé sont déviés d’une manière
différente selon les saisons et viennent converger sur le continent
Le FIT, particulièrement bien marquée sur la
moitié occidentale de l'Afrique, sépare la mousson de Sud-Ouest, chaude et
humide, de l'Harmattan, vent saharien très sec et plus chaud encore, à forte
composante Est.
Il est faux de s'imaginer la zone de convergence
intertropicale comme une ligne continue se développant autour du globe. Elle
est très généralement interrompue sur les continents et le front maritime se
relie souvent difficilement au front continental déformé par les effets de
mousson et de relief. En Afrique en particulier, cette zone ne traverse que
très rarement le continent d'Ouest en Est.
Sur
les continents, la ZCIT marque souvent la limite de pénétration de la mousson
et on le dénomme parfois "front de mousson".
La
quantité de vapeur d'eau contenue dans ces masses d'air joue un rôle
prépondérant dans leur masse spécifique. Contrairement à ce que l'on pourrait
croire de prime abord, la mousson reste dans les basses couches rejetant l'air
saharien en altitude. L'instabilité frontale est ainsi très limitée en altitude
où se trouve de l'air sec, si bien que le front intertropical est peu actif
alors que les manifestations orageuses sont très fréquentes et souvent très
intenses au sein de la mousson.
6-
Fluctuation
de la zone de convergence intertropicale :
Dans l'hémisphère Nord,
au 1er janvier la ZCIT se situe grosso modo entre 10°S et 3°N, et au 1 août
entre 4°N et 25°N.
Suivi de la ZCIT sur une année
ZCIT et régime des pluies
Tracé du FIT :
VII- Climatologie tropicale :
Circulation moyenne mensuelle de la ZCIT (D’après
G.DHONNEUR)
Ces figures montrent le cycle annuel des
précipitations en Afrique et on peut noter le mouvement méridien de la zone
pluvieuse qui suit le mouvement apparent su soleil. On remarque que le sahel
est marqué par une seule saison des pluies de mai à octobre.
En août la ZCIT est à une position extrême au nord,
ce qui ce traduit également le maximum d’activité de la mousson, c'est-à-dire
des flux humides de sud-ouest originaires du golfe de Guinée.
IX-Models de circulation tropicale :
Afin de schématiser la circulation tropicale qui,
relativement stable, présente les même aspects aussi bien en surface qu’en
altitude Morth et Johnson ont défini des modèles de circulations qui décrivent
correctement tous les cas rencontrés dont on présente quelques cas :
a) Le duct
Le duct est défini par un flux de secteur est des deux
cotes de l’équateur et par un champ de pression (ou de géopotentiels) caractérisé
par une zone de basses pressions (ou de bas géopotentiels) équatoriales.
Dans la réalité ce schéma est lié à une confluence
d’alizés sur les régions équatoriales. Le champ de divergence horizontale du
vent correspond à l’existence d’un duct marqué fig. ci-dessous par
·
de la divergence négative à l’entrée du duct
·
de la divergence nulles dans le duct.
·
de la divergence positive à la sortie du duct.
Ce champ de divergence
permet de préciser les conditions nuageuses théoriques attendues dans un duct.
·
formations nuageuses dans la zone d’entrée
avec le maximum d’activité en dehors de la zone équatorial.
·
advection des masses nuageuses dans le duct.
·
dissipation des masses nuageuses dans la zone
de sorties du duct.
b) Le bridge :
Le bridge est
défini par un flux de secteur ouest des deux cotés de l’équateur et un
champ de pression (ou de gépotentiels) caractérisé par une zone de hautes pressions
(ou de hauts géopotentiels) équatoriales fig. ci-dessous. Ce schéma, à
l’inverse du précédent est la configuration habituelle des cartes d’altitude au
dessus de la surface d’inversion des alizés. Elle sera plus accentuée lors d’un
passage simultané de thalweg dans chacun des deux hémisphères. Cependant, il
aura une grande importance en surface sur le pacifique ouest puisque,
générateur d’un flux d’ouest le long de l’équateur géographique
appelé « westerly burst ».
Ces vents d’ouest seront une des composantes des
événements de type « EL NINO ».
Le champ de divergence sera à l’opposé de celui
décrit par le duct.
La superposition d’un duct et d’Bridge explique
l’existence et l’intensité de la convection dans les régions tropicales. Ils
pourront s’associer pou accentuer les systèmes convectifs, ou au contraire
s’opposer dans leurs effets atténuant ou même faisant disparaître la
convection.
c) Le drift :
Ce model théorique correspond à une situation
fréquemment observée, il est obtenu à partir des deux hypothèses fig.
ci-dessous :
-
l’existence d’un gradient méridien
transéquatorial de pression.
-
l’existence d’isobares (isohypses) parallèles
à l’équateur.
existe aussi d’autres types de models secondaires
comme par exemple le model de diamond (ou carreau) ou l’on note l’existence simultanée
d’un duct et d’un bridge schéma fréquents sur les cotes centre orientales de
l’Afrique tropical.
X-Les systèmes pluvigènes :
Le
problème des systèmes de pluies en Afrique tropicale est fondamental, du fait
qu’il exprime la problématique de la sécheresse. Les principaux composants
météorologiques de l’Afrique tropicale sont comme suit:
- flux de mousson en basses couches
- AEJ (couches moyenne)
- TEJ (couche supérieures)
- ondes d’Est.
- influences des anticyclones subtropicaux
- Influence de la dépression saharienne.
- ….
De façon simplifiée, on peut considérer qu’il
existe trois type de système pluvigènes en Afrique : les lignes de grains,
les ondes d’est et la ZCIT elle-même. Les lignes de grains (amas nuageux
typique de la zone) constituent la principale source de précipitations, mais
celles-ci résultent de multiples interactions entre plusieurs éléments, tel que
les ondes d’est ou les jets tropicaux (AEJ, TEJ).
*
Les Jets :
*Jet d’Est tropicaux (JET) :
Le
fait important dans la circulation de la haute troposphère tropicale est
l’existence des vents d’Est plus ou moins intenses qui affectent les régions
tropicales jusqu’au centre de l’océan atlantique à travers l’océan indien puis
l’Afrique principalement pendant l’été boréal.
Axe des jets (tiretés gras), flux (trais plains), iso-taches (tiretés en
nœuds).
Ces
vents prennent le nom de jet d’Est tropical ou J.E.T. (ou TEJ en anglais). Le
J.E.T est un vent troposphérique limité en latitude par la circulation d’été
(de juin à septembre)
En
effet le J.E.T représente, suivant les
auteurs, soit uniquement les vents d’Est issus de la mousson asiatique, soit il
décrit tous les vents d’est tropicales africains (figure ci-dessus) :
Les positions du Jet Est tropical (JET).
Le
développement du J.E.T est lié à deux facteurs :
-
le contraste thermique existant pendant l’été boréal entre les plateaux
tibétains et les régions tropicales humides.
-
le renversement de champ lié à la mousson indienne qui s’identifie en
altitude par des hauts géopotentiels et la divergence ainsi créée favorise les
flux de chaleur latente.
C’est cette double origine qui lui donne cette
importance mais aussi la variabilité de son dynamisme.
La carte des épaisseurs 850 hpa-200 hpa (fig
ci-dessous) montre que les plus grandes valeurs sont dans les régions
subtropicales avec deux maxima, l’un sur le plateau tibétain et l’autre sur le
Sahara et que les valeurs les plus basses sont sur les régions équatoriales.
Carte des épaisseurs 850 hPa- 200hPa.
-
au sommets de la troposphère, dominant la zone de basses pressions
intertropicales nous avons une région de hauts géopotentiels liés à l’extension
verticale des masses d’air chaudes et humides recouvrant ces régions avec à
tous les niveaux des vents de composantes Est plus ou moins intenses. Mais dans
les couches supérieures, l’océan indien et sur l’Afrique, ils prennent le nom
de jet d’Est tropical (JET).
Au
dessus des ceintures anticycloniques nous aurons par contre des vents d’ouest
prenant réellement un caractère de jet en devenant jet d’ouest subtropicaux.
-Dans
les couches moyennes de la troposphère la circulation sera tributaire des
événements météorologiques pouvant se produire aussi bien dans la couche des
alizés qu’au sommet de la troposphère, le jet d’est africain (JEA) en
est un exemple.
*Circulation au dessus de l’inversion.
C’est l’une des composantes de la variabilité
climatique des régions tropicales mais aussi l’un des mailons essentiels des
échanges thermiques entre régions tropicales et régions polaires.
A tous les niveaux nous aurons des vents ayants une
forte composante d’ouest, sauf sur l’équateur météorologique ou les vents
prennent au contraire composante Est
, avec dans les basses couches une confluence d’Est et au sommets une
diffluence d’Est plus ou moins marquée.
Ces sorties diffluentes sont liées aux hauts
géopotentiels qui marquent significativement la présence de l’équateur
météorologique et ses convectifs. Dans certains cas bien précis, ces vents
d’Est vont se renforcer et donneront naissance aux Jet Tropicaux (JET).
La circulation de la haute troposphère est
généralement décrite par des cartes du niveau 200hPa bien que ce niveau ne
décrive pas parfaitement la haute troposphère qui peut culminer à un niveau
supérieur au niveau 100 hPa.
L’étude de deux cartes 200 hPa (l’été boréal et été
austral) montre quelques similitudes mais aussi de grandes différences entre
les circulations de l’hémisphère Nord et de l’hémisphère Sud (fig. ci-dessous)
Sur les hémisphères d’hiver nous avons une circulation
d’ouest plus intense sur le sud que sur le nord.
Sur les hémisphères d’été nous pouvons observer plus
de centres de hauts géopotentiels sur l’hémisphère sud que sur l’hémisphère
nord.
Sur l’ouest Pacifique, l’existence quasi permanente
d’un haut géopotentiels reste un élément très important pour cette région.
En effet, les hauts géopotentiels ont comme origine de
puissantes zones convectives ce qui permet de penser que la région située à
l’Est de Papouasie Nouvelle Guinée est une région très importante pour la circulation générale.
C’est dans cette région que naisse un grand pourcentage de cyclone.
Les Ondes d’est :
Qu'est-ce que les ondes d'est ?
Il
est bien connu depuis la fin des années 30 (Dunan 1940)
que des perturbations de basses couches de la troposphère (de la surface de la
mer à 5 km d'altitude) se déplacent vers l'ouest et servent souvent d'amorce de
circulation cyclonique pour un grand nombre de dépressions tropicales sur
l'Atlantique Nord. Riehl (1945)
a mis en évidence le fait que ces perturbations, maintenant connues sous le nom
de "Ondes d'est africaines", avaient leur origine sur le nord du
continent africain. Bien que de nombreuses théories sur le mécanisme de
formation de ces ondes aient été proposées au cours des dernières décennies,
c'est Burpee (1972)
qui a démontré que ces ondes sont générées par une instabilité du courant jet
d'est africain. (Cette instabilité - connue sous le nom d'instabilité barocline
- se développe quand il y a une décroissance de la vorticité du sud vers le
nord). La naissance du jet d'est est la conséquence de l'inversion du gradient
de température dans les basses couches de la troposphère au-dessus de l'ouest
et du centre nord du continent africain.
Cette inversion est due au contraste thermique
entre les températures extrêmement chaudes au-dessus du Sahara et les
températures nettement plus froides le long du Golfe de Guinée.
Ces ondes se déplacent d'une manière générale
vers l'ouest dans le flux d'alizé au-dessus de l'océan Atlantique. Elles
commencent à apparaître en avril/mai et finissent vers octobre/novembre. Les
ondes ont une durée de vie de 3/4 jours et une période de 2000 à 2500 km, (Burpee 1974).
En moyenne, 60 ondes d'est sont générées sur le continent africain tous les
ans. Mais on n'a pas encore trouvé de relations directes entre leur nombre et l'activité
cyclonique sur le bassin atlantique.
Alors que seulement 60% des tempêtes tropicales
de l'Atlantique (Saffir-Simpson
Scale catégories 1 et 2) ont pour origine les ondes d'est, près de
85% des ouragans intenses prennent naissance dans ces mêmes ondes d'est (Landsea
1993). On suggère même que pratiquement toutes les dépressions et
cyclones tropicaux du Pacifique Est ont une origine africaine (Avila and
Pasch 1995).
On ne connaît pas encore totalement les
mécanismes d'évolution de ces ondes au fil des années, tant en intensité qu'en
position, ni dans quelle mesure on pourrait corréler leur nombre et l'activité
cyclonique dans l'Atlantique et le Pacifique Nord-Est.
*Différents type d’ondes des régions tropicales
L’atmosphère des régions tropicales est le siège de
différent type d’ondes qui se superposent. Le tableau ci-dessous fournit les caractéristiques
des principales ondes existantes :
type
|
Période
(jours)
|
Longueur
D’ondes103km
|
Déplacement degré/jour
|
Amplitude maximale |
remarques
|
||
Vent :(m/s) |
Niveau: |
latitude |
|||||
Est(RHIEL)
|
4/5
|
2 à 4
|
Est –ouest
6à 7
|
3
(v)
|
MT
|
5-15
|
Noyau
froid B.T
Noyau
chaud M.T
Inclinaison nulle
ou légère vers l’est par rapport aux basse couches
|
Equatoriales
|
-
|
8 à 10
|
Est –ouest
|
-
|
T
|
0
|
Forte inclinaison vers l’est par rapport aux basses
couches
|
YANAI
MARUYAMA
|
4/5
|
8 à 10
|
Est –ouest
(20)
|
3
(v)
|
H.T
B.S
|
0
|
Inclinaison vers l’est T vers l’ouest
|
ALLACEKY
|
10/20
|
40
|
Est-ouest
(30)
|
8
(u)
|
S
|
0
|
Non repérable en composante méridienne
|
T : Troposphère H.T : Haute troposphère M.T : moyenne troposphère V : Composante méridienne
S :
Stratosphère B.S : Basse
stratosphère B.T : Basse troposphère U : Composante zonale
A
retenir donc qu’une onde d’est
est:
- une perturbation d’échelle synoptique qui se déplace de l’est vers l’ouest en se superposant au flux d’est des régions tropicales.
- un phénomène tropical qui favorise et entretient le développement des orages.
De nombreux systèmes
convectifs des régions tropicales, organisés en lignes de grains ou en amas
nuageux sont générés par les ondes d’est.
- La taille et la forme d’un système convectif dépendent de l’humidité dans les basses couches et d’autres caractéristiques dynamiques de l’atmosphère de la région concernée
- Le système nuageux généré par une onde d’est se forme au voisinage de l’axe du thalweg. Le système nuageux s’affaiblit ou disparaît lorsqu’il rentre dans la zone de la dorsale de l’onde.
- L’intensité d’un système convectif dépend de son mouvement relatif par rapport à l’onde.
Les ondes
d’est actives :
Les indicateurs d’une onde
d’est active sont entre autres:
- Une circulation cyclonique (vortex) dans les basses couches indiquant des flux rentrants (convergence)
- de l’air humide instable et convergent dans les basses couches
- des valeurs négatives de divergence à 700 hPa (convergence)
- des valeurs négatives de vitesse verticale à 500 hPa indiquant des mouvements ascendants
- des valeurs positives de divergence à 200 hPa indiquant des flux sortants
Caractéristiques des
ondes d’est en Afrique :
En Afrique, les ondes d’est présentent les
caractéristiques suivantes:
- Longueur d’onde: de 15° à
45° de longitude (valeur moyenne, 30° de longitude)
- Amplitude de l’onde: le maximum s’observe
autour de 5°N ou 5°S. Ce maximum décroît et approche zéro aux latitudes de 20°N
et 20°S Vitesse de l’onde: Environ 15 noeuds, ce qui implique une période
voisine de 3,2 jours
Autres systèmes pluvigènes :
Les amas nuageux
Ce sont des zones nuageuses de dimensions
moyennes (300-500 km de long ou de diamètre) qui peuvent apparaître ou disparaître
en quelques heures et ceci sans aucune liaison évidente avec des perturbations
synoptiques des champs de vent ou de pression.
A cause de l’évolution diurne de température, un
CB peut prendre naissance et disparaître tout de suite
Les Lignes de grain :
Ces phénomènes sont typiques des perturbations de
l’Afrique subsaharienne et de l’Afrique centrale. Une ligne de grains est
considérée comme un alignement plus ou mois homogène de cumulonimbus. A son origine,
il y a de la convection avec formations nuageuses qui peut avoir pour origine
la situation synoptique ou des particularités géographiques comme le
relief :(en Afrique sur la boucle du Niger ; Oshogbo hills et le mont
Adamaoua) AEJ 700-500 hPA et TEJ 200 -
150 hPA. 75% des précipitations sont dues aux lignes de grains
dans cette zone sahélienne. AEJ : African Easterly Jet et TEJ:
Tropical Easterly Jet Les lignes de grains évoluent entre les deux
courants d’Est.
Facteurs liés à l’évolution des lignes de grains
Pour qu’une ligne de grains
puisse se développer il faut :
- un champ de pression relativement faible à l’avant,
- un champ de température relativement élevé à l’avant, T sup ou égale à 27°C
- des masses d’air convectivement instables mais dont l’instabilité sélective est faible,
- une structure verticale du champ de vent relativement homogène en direction,
- une orientation relativement méridienne de la ligne de grains et son déplacement vers l’Ouest.
XI-La mousson:
La mousson est par définition un flux originaire d’un
hémisphère qui s’intègre dans la circulation de l’autre hémisphère géographique
et bien qu’ainsi elle ne soit qu’un alizé dévié
Son apparition peut être décrite façon simpliste. En
effet dés lors que l’équateur météorologique, confluence des alizés dans les
basses couches s’éloigne de l’équateur géographique, les flux traversant ce
dernier subissent une déviation vers la droite pour les alizés de l’hémisphère
Sud et une déviation vers la gauche pour les alizés de l’hémisphère nord.
Cette déviation liée à la force de Coriolis permet du
fait de l’opposition qu’il a entre l’anticyclone d’un coté de l’équateur
géographique et d’une dépression de l’autre de passer d’une circulation
anticyclonique à une circulation dépressionnaire.
Une autre définition de la mousson a été donnée : la mousson est un flux de
l’hémisphère d’hiver vers l’hémisphère d’été.
La mousson, phénomène planétaire qui intéresse les
océans et les continents dépend essentiellement de l’équateur météorologique.
Quand il y a opposition continent-océan de part et d’autre de l’équateur
géographique →
on peut assimiler la mousson à une brise de mer fig. ci-dessous :
La mousson est le nom d'un système de
vents périodiques, actif particulièrement dans l'océan Indien et l'Asie du sud.
Le mot mousson proviendrait du mot arabe mausim qui signifie saison. Le mot est
également employé pour indiquer la saison durant laquelle ce vent souffle dans
le sud-ouest de l'Inde et les régions adjacentes et qui est caractérisée par
des précipitations très fortes, et aussi pour nommer les précipitations qui
sont associées à ce vent.
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