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Caractérisation de l’Atlantique Equatorial

Introduction

L’ocean´ Atlantique est le deuxieme` plus grand ocean´ de la planete` apres` l’ocean´ Pacifique mais c’est aussi le plus frequenté. L’ocean´ Atlantique a une profondeur moyenne de 3926m, inferieuré à celle de l’ocean´ Pacifique et de l’ocean´ Indien. Son nom viendrait d’Atlas, un des Titans de la mythologie grecque. Ce qui differencié l’ocean´ Atlantique des autres oceans´ particulierement` le Pacifique, est qu’il a la forme d’un vaste ≪ S ≫, s’etendant´ de l’Arctique au nord à l’Antarctique au sud, et se situe entre la coteˆ orientale de l’Ameriqué du Nord et de l’Ameriqué du Sud, et les cotesˆ occidentales de l’Europe et de l’Afrique. L’ocean´ Atlantique occupe une superficie d’environ 82 millions de km². En incluant les mers bordieres` (le golfe du Mexique, la mer des Antilles, l’ocean´ Arctique, la mer du Nord, la mer Baltique, la Mediterranèé et la mer Noire), sa superficie totale couvre environ 106 190 000 km².
Le climat des regions´ environnantes est fortement conditionné par la presencé d’une zone de forte convergence des vents inter-hemisphèriques´ et d’une forte convection atmospheriqué. Des etudes´ d’observations [(author?) [73] ; (author?) [74] ;(author?) [39]], confirmees´ par des etudes´ numeriques´ [(author?) [115] ; (author?) [97]] montrent que la SST du bassin equatorial´ et plus specifiquement´ le GG ((author?) [131]) influence directement la distribution et l’intensité des precipitations´ sur le continent Ouest Africain. Les mecanismes´ atmospheriques´ et/ou oceaniques´ à l’origine de la variabilité des precipitations´ ont fait et continuent de faire l’objet d’etudes´ et sont à l’origine de plusieurs programmes internationaux tel que le projet AMMA ((author?) [110]. L’objet du programme AMMA est d’ameliorer´ la connaissance et la comprehension´ de la mousson de l’Afrique de l’Ouest et de sa variabilite,´ de l’echellé journaliere` à l’echellé interannuelle. Le projet est motivé par la forte variabilité des precipitations´ associees´ à ce systeme,` et par ses consequences´ sur la securité alimentaire, les ressources en eau et la santé. Aussi, comme le GG influence le regimé des precipitations´ à travers la variabilité des conditions de temperaturé de surface de la mer, on s’interessé dans cette etudé aux mecanismes´ atmospheriques´ et/ou oceaniques´ qui modulent les SSTs dans le GG.
Nous decrirons´ dans ce chapitre la variabilité long terme observeé dans l’Atlantique tropical, en particulier, les composantes du climat Ouest Africain (la mousson, les vents), la temperaturé de surface de la mer (SST), la variabilité de la couche de melange,´ la dynamique oceaniqué et la thermodynamique.

Conditions atmospheriques´ dans le GG

La dynamique atmospheriqué dans le GG ne peut etreˆ comprise si on se limite exclusivement à la zone d’etudé. Les conditions atmospheriques´ dans le GG sont intrinsequement` liees´ à la dynamique de l’atmosphere` de l’ensemble du bassin Atlantique.

Les Vents et la Mousson d’Afrique de l’Ouest

La circulation de l’air dans les basses couches de l’atmosphere` de l’Atlantique tropical s’organise autour de deux centres d’actions permanents que sont :
* le centre de hautes pressions des Ac¸ores dans l’Atlantique Nord.
* Le centre de hautes pressions de Sainte Helène` dans l’Atlantique Sud.
Ces deux centres d’actions sont des systemes` anticycloniques dont les flux dominent le domaine maritime. Ces centres d’actions conditionnent l’origine des flux d’air dans les basses couches sur l’Atlantique inter-tropical. Dans chaque hemisphère` s’etablit´ un flux d’air entre les hautes pressions tropicales et les basses pressions intertropicales. Ces vents permanents sont appeles´ les alizes´ et la limite entre les flux de chaque hemisphère` est appeleé equateur´ metèorologiqué ou Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT). Les variations d’intensité et de position des centres anticycloniques determinent´ l’evolution´ saisonniere` des vents de surface. Dans l’hemisphère` Sud, l’importance des continents est faible et l’influence oceaniqué devient importante. Le flux s’organise autour de la cellule de circulation de Sainte Helène`. Cet anticyclone influence l’ensemble du GG, il est centré à 28°S et 10°O. En hiver boreal,´ l’anticyclone des Ac¸ores atteint son intensité maximale et sa position la plus meridionalé en mars. Dans le GG, l’alizé de l’hemisphère` Sud atteint l’equateur´ avec de faibles vitesses et les flux de mousson deviennent alors tres` faibles. Tandis qu’en eté boreal´ (juillet-aoutˆ-septembre), l’anticyclone de Sainte Helène` se renforce et migre vers le Nord. La ZCIT atteint sa position la plus au Nord (12°N) en juillet-aoutˆ.

Conditions atmospheriques´ dans le GG

D’une maniere` tres` genèrale,´ le terme mousson, de l’arabe mauism qui signifie saison, designé un phenomène` saisonnier de regimé de vent se developpant´ au-dessus des regions´ intertropicales, de l’ocean´ vers le continent durant l’eté boreal´ (mousson d’etè)´ et du continent vers l’ocean´ durant l’hiver boreal´ (mousson d’hiver). Ce phenomène` possede` une periodicité d’un an environ et la regularité de ces deux modes successifs se retrouve aux echelles´ interannuelles, decennales´ et centennales, et est l’une des particularites´ remarquables de la mousson. Cette dynamique des vents est associee,´ durant la mousson d’etè,´ à des precipitations´ abondantes alors que durant la mousson d’hiver, un air sec est genèralement´ advecté en provenance de regions´ septentrionales. Ceci representé une autre particularité remarquable de la mousson, à savoir un eté tres` humide (l’ensemble des cumuls annuels de precipitation´ est realisé pendant cette periode)´ et un hiver sec avec de faibles precipitations´. La ZCIT constitue un bon indicateur des variations saisonnieres` du regimé des vents de mousson. En effet, cette zone est, comme defini´ precèdemment,´ la zone ou` convergent les alizes´ des deux hemisphères` (alizes´ venant du Nord-Est dans l’hemisphère` Nord et venant du Sud-Est dans l’hemisphère` Sud). Les vents de Sud (dans l’hemisphère` Nord) transportant souvent des masses d’air tres` humides et chaudes forment, par convection, la branche ascendante des cellules de Hadley.
La ZCIT evolué en memeˆ temps que la mousson et subit des oscillations saisonnieres` de position (vers le Nord en eté et vers le Sud en hiver). Ainsi, la zone de convergence des alizes´ ne se positionnant pas forcement´ sur l’equateur´ mais plutotˆ au Nord du GG et les vents de Sud-Est qui traversent l’equateur´ en eté se transforment sous l’action de la force de Coriolis en vents portant au Nord-Est et, inversement en hiver, les vents de Nord-Est finissent par porter au Sud-Est apres` le passage de l’equateur´. La surface oceaniqué joue par ailleurs un roleˆ primordial du fait du gradient thermique saisonnier entre continent et ocean´. L’ocean´ etant´ une composante climatique lente par rapport à l’atmosphere` et au continent, ces deux derniers se rechauffent´ (en eté boreal)´ ou se refroidissent (en hiver boreal)´ rapidement, entraˆınant ainsi des gradients thermiques importants entre le continent et l’ocean´. Ces gradients influencent largement les alizes´ dans les zones continentales en imposant des circulations des regions´ les plus froides vers les regions´ les plus chaudes. La mousson est un phenomène` propre aux regions´ intertropicales telles l’Asie du Sud, l’Asie du Sud-Est, la Nouvelle Guinee,´ l’Australie et bien surˆ l’Afrique de l’Ouest qui rassemble toutes les caracteristiques´ decrites´ ci-dessous :
– Oscillation saisonniere` de position de la ZCIT – Deviation´ des vents apres` passage de l’equateur´ et renforcement de ceux-ci par les gradients thermiques continent/ocean´ – Regimé bimodal des
precipitations´ : forte precipitation´ en etè,´ hiver sec. Saisonnierement,` les vents au Nord de l’equateur´ sont intenses pendant l’eté et l’automne quand la ZCIT est plus au Nord (Figure ) et sont faibles en janvier quand la ZCIT est proche de l’equateur´ [(author?) [138] ; (author?) [106]]. Comme consequence,´ la variabilité de la tension du vent est sujette à des oscillations saisonnieres` de la ZCIT. Quand la ZCIT atteint sa position la plus au Nord en Septembre (environ 10°n-15°N), la tension du vent est à son maximum.
Figure 2.1 – Carte des vents de Janvier (à gauche) et de Juillet (à droite). La position moyenne de la ZCIT est indiqueé en tiretets d’apres` (author?) [138]
La variabilité saisonniere` des vents de Nord-Est est differenté de celle des vents de Sud-Est comme l’ont montré [(author?) [51] et (author?) [119]]. Dans l’Atlas presenté par (author?) [107], le cycle saisonnier moyen de la tension du vent montre que les vents de Nord-Est sont forts en fevrier´ dans une large bande centreé à 10°N, 45°O. Un second pic, mais de plus faible amplitude, apparaˆıt relativement au Nord-Ouest en juin. Les vents de Nord-Est sont faibles d’aoutˆ à novembre et leurs maxima se produisent en octobre-novembre. L’amplitude des vents de Sud-Est est maximum en juin-juillet à l’Est de 20°O et au Sud de 10°S.
Dans la partie Ouest de l’Atlantique tropical, les vents sont principalement zonaux et ont un cycle annuel tres` fort. Dans le GG, les vents sont plutotˆ orientes´ meridionalement´ avec une composante Est dans sa partie la plus à l’Est dueˆ à un faible systeme` de pression sur le continent Africain. Les vents commencent à s’affaiblir en juillet et aoutˆ mais s’intensifient en novembre-decembré. Cette intensification des vents en novembre-decembré serait directement relieé à la petite saison froide observeé dans le GG. De ce fait, le champ de vent montre alors un cycle semi-annuel tres` fort (author?) [103].
Du fait que la largeur de l’Ocean´ Atlantique est petite compareé à celle du Pacifique, le temps d’ajustement par rapport aux changements de regimé de vent est plus faible que l’echellé de la saison. Cela veut dire que la reponsé au forc¸age saisonnier devrait etreˆ en equilibré et devrait correspondre à une succession d’etats´ stables. Cette ideé a eté dej´à confirmeé par les mesures de (author?) [67]. Cet auteur a montré que les variations saisonnieres` de l’intensité du la tension du vent zonal le long de l’equateur,´ et le gradient zonal de pression maintenu par le vent, sont pratiquement en phase à l’Ouest de l’Atlantique equatorial´.

La pluviometrié associeé au systeme` de Mousson

Les precipitations´ en Afrique de l’Ouest montrent de fortes variabilites´ interannuelles et decennales´. En particulier, dans les annees´ 1970-1990, la region´ a connu des deficits´ pluviometriques´ considerables´ marques´ par une secheressé genèralisèé et sans equivalent´ dans le monde (Figure 2.2). Cette secheresse` a perduré jusqu’en 2002 au Sahel ou` les conditions restent cependant plus seches` que lors de la decennié 1950-1960 (author?) [79]. Pour des pays dont l’economié depend´ largement de l’agriculture et des ressources en eau, les consequences´ sur les ressources alimentaires et l’economié locale ont eté dramatiques. L’origine de cette variabilité climatique extremeˆ a soulevé de nombreuses questions et diverses hypotheses` telles que l’influence de la deforestation´ et de la desertification´ de la region´. Des` 1975, Charney suggere` que la reduction´ des pluies au Sahel est lieé à un changement des proprietès´ de la surface (desertification)´. (author?) [44] suggerent` à l’aide de simulations avec des modeles` de climat que la variabilité resulté de la dynamique et du couplage entre des proprietès´ des oceans,´ de l’atmosphere` et des surfaces continentales, notamment de la vegètation´. Cette derniere` pourrait avoir un effet amplificateur sur la variabilité de la pluie au Sahel de l’echellé interannuelle à decennalé. (author?) [71] montrent egalement´ que l’Afrique de l’ouest est une des regions´ du monde ou` le couplage entre l’humidité des sols et la pluie est le plus fort. Ces resultats´ restent fortement dependants´ du realismé de ces modeles,` mais ils revèlent` tous que les interactions entre les surfaces continentales et l’atmosphere` sont un elèment´ important des mecanismes´ regissant´ la variabilité interannuelle des pluies.
Les travaux menes´ à partir de plusieurs campagnes telles que GATE ((author?) [59]), WAMEX (en 1979) ont permis de progresser dans la comprehension´ du systeme` de Mousson Ouest Africaine (MAO) et des mecanismes´ intervenant à differentes´ echelles´.
Ces travaux ont montré qu’en Afrique de l’Ouest les precipitations´ sont principalement dues à des systemes` convectifs de meso´-echellé (MCS pour Mesoscale Convective Systems) qui produisent jusqu’à 90% des pluies annuelles au Sahel [(author?) [34]]. La variabilité interannuelle des pluies au Sahel resulté alors davantage d’une diminution du nombre de systemes` convectifs plutotˆ que de leur efficacité à genèrer´ des pluies [(author?) [78]]. Cette variabilité est influenceé ou correlèé par divers facteurs environnementaux tels que des anomalies de temperaturé de surface des oceans´ ((author?) [63] ; (author?) [131]) et des perturbations de la circulation atmospheriqué ((author?) [40]). Les etudes´ de (author?) [73] et recemment´ de (author?) [89] ont montré que les temperatures´ de surface dans le GG sont fortement correlèes´ aux regimes´ des precipitations´ au sahel. De plus, la variabilité des precipitations´ dans le GG est aussi fortement dependanté des conditions de temperaturé de surface. En effet, pendant les annees´ froides, l’upwelling inhibe la convection atmospherique,´ ce qui explique en partie la faible pluviosité dans certaines regions´ cotiˆeres` du Golfe. Par contre, pour les annees´ associees´ à des anomalies chaudes dans le GG, de tres` fortes precipitations´ sont observees´ dans le Golfe, dues à la forte convection atmospheriqué ((author?) [47]).

Les flux à l’interface air-mer

En Atlantique tropical, la distribution des flux de chaleur montre que l’ocean´ perd de la chaleur par les flux de chaleur sensible, latente et infra-rouge (Figure 2.3 ; Figure 2.4 ; Figure 2.5) et en gagne par le flux solaire (Figure 2.6). La saisonnalité et la moyenne annuelle des flux de chaleur sont reproduites sur les figures ci-dessous.
Le flux sensible est faible avec des valeurs comprises entre –20 et 10 W/m² en moyenne annuelle et saisonniere` car la temperaturé de l’air et de l’eau ne differe` que tres` peu. Le flux de chaleur latente est compris entre –200 à –40 W/m² en moyenne annuelle et saisonniere`. La chaleur latente est maximale en eté boreal´ le long de l’equateur´ quand la SST est minimale (Figure 2.4). Le flux net de chaleur (Figure 2.7), qui representé la somme des flux de chaleur sensible, latente, infra-rouge et solaire, presenté un maximum dans les regions´ d’upwelling et montre une repartition´ spatiale identique à celle de la SST.
(author?) [20] ont demontré que les flux de chaleur latente Figure 2.4 induits par le vent est un facteur majeur contribuant à la variabilité du dipoleˆ de SST observé dans l’Atlantique, alors que le forc¸age duˆ au vent est la source principale de la variabilité interannuelle de SST associeé à un evènement´ d’El Nino˜ dans l’Atlantique. (author?) [21] à partir d’analyses fondees´ sur une decomposition´ en valeurs singulieres` (SVD) de 30 ans de donnees´ d’observation COADS de 1961 à 1990 dans l’Atlantique tropical ont montré que le mode dominant à une forme caracterisèé par une inversion de signe des anomalies de SST de part et d’autre de l’equateur´.

Table des matières

Chapitre 1 : Problèmatique
1.1 Prèsentation du sujet
1.2 Questions abordèes
1.3 Mèthodologie
1.4 Structure du document
Chapitre 2 : Caractèrisation de l’Atlantique Equatorial
2.1 Introduction
2.2 Conditions atmosphèriques dans le GG
2.2.1 Les Vents et la Mousson d’Afrique de l’Ouest
2.2.2 La pluviomètrie associèe au système de Mousson
2.2.3 Les flux `a l’interface air-mer
2.3 Conditions ocèaniques
2.3.1 Tempèrature de surface de la mer (SST)
2.3.2 La Couche de mèlange ocèanique
2.3.3 Les courants
2.3.4 Les ondes d’instabilitès tropical (TIW)
2.4 Conclusion
Chapitre 3 : ROLE DES ANOMALIES DE LA TENSION DU VENT SUR LA VARIABILITE DE L’ATLANTIQUE EQUATORIAL EST
3.1 Introduction
3.2 Thèorie linèaire
3.3 Dècomposition en modes barotrope et baroclines
3.3.1 Modes Baroclines
3.3.2 Modes mèridiens
3.4 Configuration du modèle linèaire
3.5 Les donnèes utilisèes
3.6 Rèsultats
3.7 Conclusion
Chapitre 4 : BILANS DE CHALEUR DANS LE GOLFE DE GUIN´ EE `A PARTIR DES FLOTTEURS ARGO PENDANT EGEE/AMMA
4.1 Introduction
4.2 Programme ARGO
4.3 Les flotteurs profilants
4.3.1 Historique sur les flotteurs Argo
4.3.2 Le fonctionnement des flotteurs ARGO
4.3.3 Flotteurs dèployès pendant les campagnes EGEE
4.4 Validation des donnèes ARGO
4.5 Procèdure de calcul des bilans de chaleur
4.5.1 Profondeur de couche de mèlange dans l’Atlantique èquatorial Est
4.6 Mèthodologie de calcul du bilan
4.7 Article
4.7.1 Rèsumè de l’article
4.8 Article
4.9 Conclusion
Chapitre 5 : Cycle diurne le long de 10°W dans l’Atlantique tropical aux bouèes PIRATA pendant EGEE3
5.1 Introduction
5.1.1 Objectifs
5.1.2 Donnèes des campagnes EGEE et PIRATA
5.2 Les diffèrents types de modèle de couche de mèlange ocèanique
5.3 Choix du modèle de diffusion turbulente
5.4 Choix de la paramètrisation TKE de (author?) [43]
5.5 Article (Publiè dans le Journal Ocean Dynamics, DOI : 10.1007/s10236-010-0337-8)
5.5.1 Rèsumè de l’article
5.5.2 Règionalisation des paramètres du modèle
5.5.3 Les erreurs associèes aux types d’eaux
5.5.4 Les erreurs associèes aux calculs des flux turbulents de surface
5.5.5 Mèlange diapycnal
5.5.6 Les vitesses verticales
5.5.7 Principaux rèsultats obtenus
5.5.8 Article
5.6 Conclusion
Chapitre 6 : Conclusions générales et perspectives
Bibliographie
Bibliographie
Liste des figures
Liste des tableaux

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