Physique de l'atmosphère

Physique de l'atmosphère COURS 4 LES TROPIQUES L3 etdiplôme de l'ens Sciences de la Planète Terre B. Legras, legras@lmd.ens.fr, http://www.lmd.ens.fr/legras 2016 1

I Etat moyen et cycle saisonnier II La mousson III ENSO IV Mode de Madden-Julian V Ondes tropicales VI Cyclones tropicaux 2

Les tropiques sont la région où le bilan radiatif est positif 3

4 Les tropiques sont la région de la circulation de Hadley : ascendance à l'équateur, subsidence vers 30 N/S et alizés vers l'ouest au sol.

Maximums du vent à 200 hpa (350K ou 12,5 km) 6 Les tropiques sont la région de l'atmosphère située entre les deux maximums du vent zonal vers 30S et 30N.

Tropopaus e tropicale à 100 hpa (380K ou 17,5 km) 7 Dans les régions extra-tropicales, des mouvements adiabatiques peuvent s'effectuer entre le sol et la tropopause. Dans les tropiques, les gradients horizontaux de température sont faibles et tout mouvement vertical doit s'accompagner d'un échange thermique.

Convection profonde dans les tropiques T 200K TTL Folkins and Martins, 2005 8 Injection d'air dans la haute troposphère par la convection. L'humidité de la troposphère tropicale moyenne est réglée par la descente de l'air détrainé des nuages, l'évaporation des précipitations et les échanges avec les latitudes tempérées.

Vapeur d'eau 25 kg/m2 en moyenne Eau liquide 80 g/m2 en moyenne 9 ECMWF ERA-Interim 1989-2008

10 Humidité relative H=r/rS

11 ECMWF ERA-Interim 1989-2008

12 E ~ C V (1 H) rs où H l'humidité relative r/rs au dessus de la surface. E est fortement contrainte par le flux radiatif net à la surface. E est principalement distribué dans la région subtropicale d'hiver Transport vers l'itcz et convergence en raison des alizés et de la branche basse de la circulation de mousson

II.3 Circulation méridienne de Hadley dans la zone tropicale 13 Vitesse verticale w = Dp/Dt

Radiation IR sortante en janvier et juillet Janvier 2001 Juillet 2001 14

17 Les moussons en Asie, en Australie et en Afrique Pression de surface et vents à 935 hpa. En bleu : OLR < 200 W/m2. Ligne de dépressions de surface en rouge tireté.

Webster Vent et transport de chaleur induit dans l'océan superficiel 18

Circulation divergente des moussons d'asie et d'australie Webster 19

Circulations de mousson : couplage avec les régions de subsidence 20

Fluctuations des pluies de la mousson indienne 21

Mode de variation bi-annuel de la mousson 22

Evènement chaud dans l'océan Indien 23 Webster

SOI=P(Tahiti) P (Darwin) normalisée 25

SOI= différence de pression normalisée entre Tahiti et Darwin (AU) En rouge épisodes chauds (El Nino), en bleue épisodes froids 26

Température de l'océan pendant un cycle El Nino - La Nina 27

Oscillation de Madden-Julian 60_90 jours Vers l'est 31

Structure de la MJO 32

Composite de la MJO pendant l'hiver Anomalie : OLR / T Grisé : - / Hachuré : + / + 33

Propagation d'ondes dans les tropiques 35

Les modes de la variabilité tropicale (version eau peu profonde, pas de dépendance verticale) H+η Les équations de base linéarisées Approximation du plan β équatorial t u β y v= g x η t v+ β y u= g y η G t η+ H ( x u+ y v)= ρ 36

Modes libres: cas particulier, l'onde de Kelvin (pas de vitesse en y: v=0) Dans le cas de l'onde de Kelvin, les équations L'onde de Kelvin se propage vers l'est se ramènent à Pour c 30 m s 1, la largeur de l'onde 1/ 2 t u= g x η est environ 2c / 1600 km Dans l'océan, c est bien plus petit, t η+ H x u=0 1 c 0,5 3 m s, d'où une largeur β y u= g y η de 100-250 km En posant u=u( y)exp i (k x wt ) et η= η ( y)expi (k x wt ) On obtient w u=g k η et w η+ k H u=0 2 2 2 2 d'où w =c k (avec) c =g H Le signe de w/ k est fixé par la troisième relation β y k y η= w η w/ k doit être positif pour que l'onde reste confinée β k 2 β y 2 sous la forme η =η0 exp( y )=η0 exp( ) 2w 2c 37

Mode de Kelvin 38

Example de mode de Kelvin atmosphérique 39

Modes libres: cas général Après quelques manipulations, on obtient une équation pour la seule variable v 1 t { 2 ( t v+β2 y 2 v) ( x v + y v )} β x v=0 c En posant encore v= v^ ( y)exp(i(k x w t )), on obtient 2 2 2 βk β y 2 2 w d y v^ +( 2 k w ²) v^ =0 c c On connaît les solutions de cette équation sous la forme β 1/2 β y 2 v^ =H n (( ) y)exp( ) c 2c où H n est un polynôme de Hermite et on vérifie w2 k 2 β k =(2 n+1) β w c c2 2 40 2 2

Relation de dispersion des ondes équatoriales libres Modes de gravité n=-1 : mode de Kelvin n= 0: mode de Rossby-gravité Modes de Rossby Gill, 1980 41

Mode de Kelvin équatorial Mode de Rossby-gravité 42

Mode de Rossby, Symétrique par rapport à l'équateur, se propageant vers l'ouest 43

Ondes forcées, réponse stationnaire On doit ajouter un amortissement pour limiter l'amplitude de la réponse. Cet amortissement peut être interprété comme une friction pour u et v. On peut aussi l'interpréter comme une relaxation thermique pour l'équation de continuité. On prend le même coefficient pour simplifier Les équations se ramènent à: α u β y v= g x η α v+β y u= g y η G α η+ H ( x u+ y v)= ρ G w=α η ρ Résolution pour un forçage centré sur l'équateur 45 Gill, 1980, fig.1

H H L L 46

geopotentiel et vents à 100 hpa anticyclones Convection (chauffage) observations théorie 47 47

50 DINA - 22 janvier 2002

Cycle de vie d'un cyclone Atlantique typique NOAA 52

M.D. Leroux, Météo France 53

Distribution de probabili uniforme 54

Catégorie 1 Catégorie 5 Catégorie 3 Catégorie 2 55

Précipitations obtenues à partir du radar à 13 Ghz de TRMM. 56

Image composite à partir des images du cyclone Rita mesuré par le radar ELDORA sur avion. 57

Mur de nuages à l'intérieur de l'oeil du cyclone (photo prise depuis un avion «chasseur de cyclones») 58

Pression (hpa) Mouvements verticaux dans un cyclone tropical Température potentielle équivalente Mouvements ascendants Distance radiale (km) 62 Vitesse tangentielle

ue q i at isotherme chauffage par évaporation 63 isotherme refroidissement radiatif adi ab adi a b Le cyclone comme machine de Carnot a e u q ti