Caractérisation de la couche limite océanique pendant les campagnes EGEE/AMMA dans l’Atlantique Équatorial Est
RÔLE DES ANOMALIES DE LA TENSION DU VENT SUR LA VARIABILITÉ DE ˆ L’ATLANTIQUE ÉQUATORIAL EST
La variabilité de l’Atlantique Équatorial Est (EEA), particulièrement la région de la langue ́ d’eau froide, et la ZCIT sont des aspects clés pour comprendre la variabilité climatique des régions environnantes. En particulier, les SSTs dans l’EEA sont tres significativement corr élées aux r égimes ´ de precipitation sur le continent Ouest Africain et de ce fait constituent des axes de recherches d’une ´ importance capitale pour la previsibilit é de la variabilit é de la Mousson de l’Afrique de l’Ouest. Les ´ bilans de chaleur dans l’EEA ontrent que les SSTs sont tres largement modul ées par des processus locaux ét non locaux (i.e., les flux de chaleur, l’advection via la circulation grande echelle, par les upwellings équatoriaux et c ôtiers, le m ˆ elange vertical et les ondes équatoriales). Cependant, les aspects majeurs de la ´ variabilite de l’EEA ne sont toujours pas bien compris. C’est- à-dire comment les processus dynamiques ét thermodynamiques s’enchaˆınent ou se combinent entre eux pour moduler la variabilite de la SST dans ´ l’EEA sont des questions qui n’ont pas rec¸ues de reponses claires. Cette incompr éhension est accentu éé par le fait que les sorties des modeles de climat sont parfois biais ées et ces biais sont souvent associ ésà` plusieurs sources (par exemple, les erreurs associees aux flux de chaleur, aux param étrisations physiques étc. . . .). Cependant des avancees importantes peuvent étre not ˆ ees dans la compr éhension de ph énom énes ` tels qu’ENSO dans le Pacifique [(author?) [150]] et son equivalent dans l’Atlantique appel é Atlantic ´ Nino ou Atlantic zonal mode [e.g., ˜ (author?) [22] ; (author?) [147] ; (author?) [94]]. Dans ce chapitre on va s’interesser au mode équatorial (Atlantic zonal mode). Ce mode équatorial est ´ caracteris é par une signature en anomalies des SST principalement dans la partie Est équatorial du bassin. ´ C’est le forc¸age du vent qui est le mecanisme principal pour la variabilit é de la SST : une relaxation ´ (ou affaiblissement) des alizes dans la partie Ouest du bassin entra ´ ˆınera des anomalies positives dans le Golfe de Guinee (GG) et inversement une intensification des aliz és dans la partie ouest se manifestera ´ par un refroidissement a l’Est du bassin. Les ann ées 2005 et 2006 mettent clairement en évidence les ´ caracteristiques de ce mode. ´ 3.1 Introduction En effet, une relaxation des alizes a été observ ée dans la partie Ouest du bassin en 2006 et avait entra ´ ˆıné une accumulation anormale d’eaux chaudes dans la partie Est principalement dans le GG. Alors que le contraire aété observ ée en 2005 o ´ u les anomalies de SST dans le GG étaient anormalement froides par ´ rapport a la moyenne et ces anomalies d’eaux froides étaient associ ées à l’intensification des aliz és dans ´ la partie Ouest du bassin [(author?) [83]]. D’autre part, les mecanismes d’installation de la langue d’eau ´ froide dans le Pacifique ou dans l’Atlantique ont attire l’attention de plusieurs auteurs [ ´ (author?) [91] ; (author?) [1] ; (author?) [84] ; (author?) [105]]. La connaissance de la reponse dynamique de l’EEA par ´ rapport a la saisonnalit é de la tension du vent est fondamentale pour la compr éhension de l’interaction ôcean-atmosph ére. ` (author?) [88] ont determin é que le signal annuel dans le GG est beaucoup plus ´ important que la variabilite interannuelle. [ ´ (author?) [68] et (author?) [76]] ont montre que le gradient de ´ pression zonal dans l’Atlantique equatorial Ouest et Central variait en phase avec la variation saisonni ére ` des vents. Ces resultats sont en contraste avec le Pacifique équatorial o ´ u les fluctuations interannuelles, ` souvent associes avec El Ni ´ no, dominent [ ˜ (author?) [146] ; (author?) [52]]. Le GG est caracteris é par une thermocline peu profonde surtout dans la partie Est du bassin. Les anomalies ´ de la variabilite de SSTs dans cette r égion ont été reli ées à des événements climatiques extr émes tels que ˆ les secheresses ou une pluviom étrie excessive le long des c ôtes du GG. Les ˆ episodes d’upwelling c ôtier ou ˆ equatorial dans cette r égion n’ont jamais été expliqu ées d’une mani ére convaincante par le forc¸age d ` u aux ˆ vents locaux ou aux courants locaux [(author?) [56] ; (author?) [10] ; (author?) [5]]. (author?) [91] ont suggeré que le fort upwelling, g énéré par une augmentation des vents d’Est dans la partie Ouest du bassin, ´ pourrait etre transmis ˆ a l’Atlantique équatorial Est via une onde de Kelvin pi égéé a l’ équateur. Quand cette ´ perturbation atteint les cotes Africaines, une partie de l’ ˆ energie se propage vers le Nord et le Sud comme ´ des ondes de Kelvin coti ˆ eres et une autre partie est r éfléchie vers l’Ouest comme des ondes de Rossby équatoriales. [ ´ (author?) [93] et (author?) [1]] ont confirme la th éorie de ´ (author?) [91] avec un modele ` lineaire forc é par des vents dans la partie Ouest du bassin. ´ (author?) [101], avec un modele non lin éaire ét tridimensionnel ont etudi é la r éponse p ériodique aux vents dans un bassin rectangulaire comparable à` la largeur de l’Atlantique equatorial. Dans toutes ces ́ études, le forçage du vent et la ge ́ ome ́ trie du bassin ́ ont des ressemblances limitées par rapport ́ à celles de l’Atlantique tropical.. (author?) [85] ont investigue les effets à distance sur l’Atlantique équatorial Est avec un mod élelineaire tridimensionnel forc é par des vents annuels et p ériodiques. Malgr é le fait que 1) la g éométrie des cotes dans son mod ˆ ele soit une approximation des c ` otes br ˆ esiliennes et africaines et que 2) le forc¸age ´ de surface soit une tension du vent zonale annuelle a l’Ouest de 20°W, il avait r éussi à simuler plusieurs àspects de la structure verticale dans le GG (notamment les variations annuelles du sous-courant equatorial ét la propagation de l’upwelling). Ainsi, il apparaˆıt important de comprendre le lien entre le forc¸age des tensions de vent equatoriaux ét les upwellings dans le GG. Dans ce sens, (author?) [120] ont montre que la variabilit é saisonni ére ` des SSTs dans le GG est fortement correléé a la variabilit é saisonni ére de la tension de vent zonal dansé l’Atlantique equatorial Ouest, alors que la corr élation entre les anomalies de la tension de vent local et les ànomalies de SSTs dans le GG etait tr és faible. ` Dans cette etude nous utilisons un mod éle lin éaire dans la version[ ´ (author?) [61]] deriv ée du mod éle ` de (author?) [150]. Cette version est une version multimodale (6 modes baroclines) alors que le modele ` de (author?) [150] etait d évelopp é avec un seul mode. Ce mod éle est utilis é pour diagnostiquer la r éponse ´ de l’Atlantique equatorial aux anomalies de la tension du vent. ´ Plus precis ément, on cherche à r épondre à ces questions : ` Jusqu’a quelle limite la th éorie lin éaire peut-elle expliquer la variabilit é observ ée dans l’EEA ? Quel ést le role des anomalies de la tension du vent sur cette variabilit ˆ e ? La variabilit é observ ée r épond-elle aux ànomalies de la tension du vent sur l’ensemble du bassin Atlantique ou la reponse est-elle plus sensible àux forc¸ages dans certaines regions bien particuli éres ? ` Pour répondre à ces questions, on se focalise sur trois années particulières (2005-2007) comme on l’a décrit dans le chapitre 2. Ces trois années sont des exemples typiques pour vérifier l’applicabilité de la ́ théorie lin ́ eaire et de montrer le rôle des anomalies de la tension du vent sur la variabilité observée pendant ces trois années.
Décomposition en modes barotrope et baroclines
Modes Baroclines
Dans le cadre des approximations faites, on peut alors résoudre le système (3.3) en découplant le ́ mouvement en une composante horizontale et verticale en séparant les variables verticales (z) des autres (x, y, t). On cherche alors a r ésoudre le syst ́ eme(3.3) en posant : ` [u, ν, p](x, y, z, t) = X +∞ n=0 [un, νn, pn](x, y, t)Ψn (3.4) Les solutions sont exprimées sous la forme d’une somme de modes baroclines ( ́ Ψn(z), n = 1, …..,∞) et Ψ0(z) d’un mode barotrope . Rechercher des solutions sous cette forme implique que la stratification est la même quelque soit le lieu et l’instant ( ˆ N2 , la fréquence de Brunt-Va ́ ̈ısal ̈ a ne d ̈ epend que de z et pas ́ de x, y, t). Cette hypothese, bien souvent non conforme à la r éalit é, est utilis ée pour r ésoudre le syst éme ` precédent On applique aussi une simplification classique en supposant que les termes de diffusion verticale peuvent s’ecrire sous la forme d’une friction lin éaire de type Rayleigh, dont le coefficient d épend ´ uniquement du mode vertical n consideré. En introduisant une constante de s éparation ´ c 2 n , la recherche des solutions du systeme d’ équation (3.3) se r éduit à la r ésolution des équations suivantes, sur la verticale : ´ d dz 1 N2(z) d dz Ψ(z) = Ψ(z) c 2 n (3.5) et sur l’horizontale : ∂un ∂t − βyνn + ∂p ∂x = pnτx − rnun ∂νn ∂t − βyun + ∂p ∂y = pnτy − rnνn ∂pn ∂t + c 2 n ( ∂un ∂x + ∂νn ∂y ) = −rnpn (3.6) avec rn = r(cnβ) −q , ou` r est la friction de Rayleigh choisie pour le premier mode barocline. Pour resoudre l’ équation (3.4), les conditions aux limites suivantes ont été pos ées : ´ w = 0 en z = −H, ce qui donne Ψ(z) dz = 0 en z = −H w = dz en z = 0, ce qui donne Ψ(z) dz + N2 g Ψ(z) = 0 en z = 0 Le coefficient de projection du vent, en faisant l’hypothese que la friction due au vent n’agit ` que sur la couche melang ée d, s’ écrit : ´ Pn = H1 d R 0 −d Ψn(z)dz R 0 −H Ψ2 ndz , ou` H est la profondeur de l’ocean et ´ H1 une profondeur adimensionnee prise égale à 150m. Pour chacun des modes baroclines consid érés, la constante de s éparation ´ cn est la vitesse de propagation des ondes de Kelvin equatoriales et repr ésente la vitesse de phase du mode vertical n. ´ Si n=0, le mode est dit barotrope (sa structure verticale est independante de z) ; si par contre ´ n > 0, les modes sont dits baroclines (ils s’annulent n fois sur la verticale)
Configuration du modèle linéaire
La version du modèle utilisé est dérivée de la version » a 8 modes verticaux que ` (author?) [32] ont developp é pour l’Atlantique tropical. Nous avons choisi comme ´ (author?) [61] d’utiliser 6 modes verticaux pour decrire la structure verticale. Le domaine d’ étude s’ étend de 50°W à 20°E et de 29.5°S à 29.5°N et sa r ésolution zonale est de 2° en longitude. La r ésolution m éridienne est plus fine (0.25°), ´ justifiee par les fines échelles associ ées aux modes baroclines. Le pas de temps du mod éle est de deux ` jours. Le continent Africain est represent é par une marche d’escalier, tandis que les c ôtes br ˆ esiliennes ´ sont modelis ées par deux marches. La simplicit é de cette sch ématisation est justifi ée par le fait que la ´ variabilite basse fr équence est associ ée aux grandes échelles, et que le d étail des c ôtes inférieures au ´ rayon de deformation n’ont que tr és peu d’effet sur la propagation des ondes à ces grandes échelles [(author?) [32]]. Le modele comporte une équation en anomalie de temp érature, similaire à celle utilisée par (author?) [150] qui s’ecrit : ´ ∂Ts ∂t = −U · ∇(T¯ s + Ts) − (U¯) · ∇(Ts) − γ1F1( ¯w)Tz − γ2F2( ¯w, w)(T¯ z + Tz) − αsTs (3.12) ou` Ts represente l’anomalie de temp érature en surface, ´ U l’advection du courant horizontal, γ1 et γ2 sont des coefficients pris inferieur à 1, ` w est la vitesse verticale a la base de la couche de m élange, ´ Tz est le gradient de temperature à la base de la couche de m élange pour repr ésenter d’ éventuelles r étroactions ´ negatives et ´ αs est un coefficient de rappel. Les variables x¯ et x denotent respectivement la moyenne du ´ champ de la variable considerée et les fluctuations par rapport à cette moyenne. Les fonctions ` F1 et F2 sont parametrées comme suit .
Dedicace |
