Caractérisation de l’Atlantique tropical

Caractérisation de l’Atlantique tropical

Les océans tropicaux couvrent une surface représentant plus d’un tiers de l’océan mondial et jouent un rôle clé dans la redistribution méridienne vers les pôles de la chaleur accumulée à l’équateur. Conditionnés par la température de surface de la mer (SST), les transferts atmosphériques d’énergie cinétique entre la zone tropicale et la circulation aux latitudes supérieures, s’effectuent par l’intermédiaire du jet-stream subtropical dont la position paraît dépendre directement des anomalies de la circulation atmosphérique tropicale. Les ondulations planétaires de la circulation des vents d’Ouest qui déterminent les mouvements de subsidence et d’ascendance de l’air, tendent à s’atténuer lorsque l’intensité de cette circulation atmosphérique augmente. Ces mouvements, la fréquence des tempêtes hivernales, mais aussi la quantité des pluies en Europe, seraient en partie liés à la SST de l’Atlantique tropical (Shaeffer, 1995). L’étude de la SST tropicale et de ses variations annuelle et interannuelle est donc particulièrement importante pour la connaissance des phénomènes climatiques à grande échelle (Bjerknes, 1969).

EGEE constitue le volet océanographique du programme AMMA, dont la motivation réside dans la compréhension de la Mousson en Afrique de l’Ouest via l’analyse d’observations et de simulations numériques sur un large éventail des échelles d’espace (du km à plusieurs milliers de kms) et de temps (de l’intra-saisonnier à l’inter-décennal). avec la variabilité de la couche de surface sont présentées. La circulation atmosphérique est d’abord présentés. Puis, la circulation océanique est examinée. Celle-ci influe sur la température, par advection, et en favorisant le mélange induit par les cisaillements de courants. Ensuite, la structure thermique et plus précisément les mécanismes de l’upwelling équatorial sont exposés. Nous donnons les principales caractéristiques des ondes tropicales d’instabilité, qui se développent de part et d’autre de l’équateur, un facteur important du bilan de chaleur de l’océan superficiel. Enfin, nous décrirons les flux à l’interface air-mer dont les effets dynamique ou thermodynamique, sont directs sur les couches superficielles de l’océan.

Circulation atmosphérique

Le rayonnement solaire est maximum dans les régions équatoriales ; il favorise l’existence d’une zone de basses pressions vers laquelle affluent les masses d’air des basses couches atmosphériques au niveau de l’équateur météorologique; ces masses d’air s’élèvent vers le sommet de la troposphère, et circulent méridionalement vers le Nord et vers le Sud, avant de redescendre au niveau des anticyclones des Açores dans l’hémisphère Nord et de Saint Hélène dans le Sud : ce sont les cellules de Hadley (Fig.1.1). L’air chaud et humide dans son mouvement ascendant au niveau de l’équateur météorologique libère de l’énergie et génère de fortes précipitations par suite de l’importante activité convective atmosphérique. Sur un plan horizontal (Fig.1.1), les vents de sud-est dans l’hémisphère Sud et de nord-est dans l’hémisphère Nord (les alizés) générés par les deux anticyclones des moyennes latitudes convergent dans une saisonnière. L’alternance des saisons s’y manifeste par l’excursion méridienne de l’ITCZ et donc par le déplacement des zones de précipitations (Fig.1.2). Ainsi, dans les parties centrale et occidentale du bassin équatorial, les alizés de sud-est sont les plus intenses en août-septembre quand l’ITCZ est à sa position la plus septentrionale (5°N à l’ouest du bassin, 15°N à l’est), conjointement au déplacement vers le Nord des anticyclones subtropicaux (Peterson and Stramma, 1991). Inversement, les alizés sont les plus faibles à l’équateur en mars-avril quand l’ITCZ est dans sa position la plus proche de l’équateur (0°N à l’ouest et 5°N à l’est).

très marquée, ce qui conjointement aux anticyclones des Açores et de St Hélène engendrent un fort flux de Nord/Nord-Est sur le continent africain : le flux d’Harmattan. Au printemps boréal, la dépression saharienne amorce sa remontée vers le Nord. Les anticyclones se renforcent graduellement entre le printemps et l’été ce qui a pour conséquence la mise en place du régime de mousson par le développement de flux de Sud/Sud-Ouest sur le Golfe de Guinée (GG). Vers l’automne, la dépression saharienne redescend assez brutalement et la mousson africaine touche à sa fin. La circulation de la mousson est modulée à la fois par la convection humide de l’ITCZ et par la convection sèche sur la zone saharienne. Dans le fond du GG, les alizés changent donc saisonnièrement de direction en été boréal pendant la mousson (Fig.1.1 et 1.2). Cette modification du flux est principalement liée aux contrastes thermiques existant entre le continent africain et les océans Atlantique et Indien et aux basses pressions régnant sur le continent africain. Elle est aussi conditionnée par une humidité relative conséquente qui renforce le gradient de pression terre-mer par dégagement de chaleur latente. Nous allons voir dans la suite que ces régimes de vents conditionnent fortement la dynamique et la thermodynamique de la couche de surface de l’océan.