Météorologie tropicale : bases et caractéristiques

Météorologie Tropicale : Étude Approfondie des Spécificités et Perturbations

La météorologie tropicale est l'étude des systèmes météorologiques et climatiques au sein de la zone tropicale, traditionnellement définie géographiquement comme la région entre le Tropique du Cancer () et le Tropique du Capricorne (). Cependant, d'un point de vue météorologique, ce domaine est étendu entre et pour inclure les ceintures de hautes pressions subtropicales qui jouent un rôle crucial dans la circulation générale. Ce cours vise à initier aux caractéristiques spécifiques de cette atmosphère, à sa circulation, à ses perturbations et à ses interactions avec les autres zones climatiques.

Chapitre I : Spécificités de la Météorologie Tropicale

La zone tropicale se distingue par plusieurs particularités fondamentales liées à la sphéricité de la Terre et à la distribution du rayonnement solaire. Ce domaine n'est ni figé dans le temps ni dans l'espace, se déplaçant avec le mouvement apparent du soleil, vers le nord en été boréal et vers le sud en été austral.

Géographie des Régions Tropicales

Les facteurs géographiques tels que les surfaces terrestres et océaniques, les reliefs et les végétations, influencent considérablement les paramètres atmosphériques.

• Tendance Océanique : Les océans représentent environ 80% des régions tropicales, ce qui confère à la météorologie tropicale un caractère essentiellement maritime. Par conséquent, la tension de vapeur d'eau y est généralement élevée. L'hémisphère Nord a une tendance continentale, tandis que l'hémisphère Sud est plus océanique, entraînant des transferts thermiques significatifs.
• Reliefs Majeurs :
  • Orientés Nord-Sud : Est de l'Afrique, Cordillère des Andes.
  • Orientés Est-Ouest : Chaîne Himalayenne.
  • Hauts plateaux : Jos (Nigéria), Tibet, Afrique du Sud, Mexique.
  • Reliefs isolés : Fouta-Djalon, Adrar des Ifoghas, Aïr, Mont Cameroun, Tibesti, Nouvelle Calédonie, Alpes Australiennes.
  • Déserts : Sahara, Kalahari, déserts d'Australie, d'Asie, d'Amérique du Nord.
• Végétation : L'extension et la densité des végétations influencent le climat local. Les principales forêts équatoriales sont l'Amazonie (5 500 000 ) et la forêt du bassin du Congo (3 900 000 ). On trouve également la forêt de la Haute Guinée et de vastes savanes africaines.
• Courants Océaniques : Les échanges océan-atmosphère sont essentiels, se manifestant par des phénomènes extrêmes comme les cyclones et des événements tels qu'El Niño. Ces échanges sont modulés par des courants chauds et froids.
  • Courants Chauds : Observés principalement sur les côtes Ouest des océans, plus actifs dans l'hémisphère Nord. Exemples : Kourou Shivo (Japon), Gulf Stream (Amérique du Nord), Courants des Aiguilles (entre Madagascar et Afrique du Sud), du Brésil, des Caraïbes.
  • Courants Froids : Plus importants dans l'hémisphère Sud, observés sur les côtes Est des océans, accentuant la désertification par des remontées d'eau froide (upwellings). Exemples : Californie, Canaries (hémisphère Nord), Benguela (Namibie), Humboldt (Chili et Pérou). La présence de ces courants froids explique l'absence de cyclones dans certains bassins (ex: Atlantique Sud, Pacifique Sud Est).

Caractéristiques Météorologiques Principales

1. Variations Diurnes vs. Annuelles : Les variations diurnes de température sont environ dix fois supérieures aux variations annuelles dans les tropiques, contrairement aux régions tempérées. Cela est illustré par les cycles de température à Quito (tropical) et Berlin (tempéré). Ces fortes variations diurnes sont cruciales pour la prévision des phénomènes convectifs.
2. Bilan Énergétique : La zone tropicale présente un bilan énergétique excédentaire en surface et déficitaire pour le reste du globe. Ce déséquilibre génère des circulations méridiennes planétaires comme la Cellule de Hadley et le gyre subtropical océanique, fondamentales pour la circulation générale.
3. Déséquilibre Radiatif Équatorial : Un fort déséquilibre radiatif existe entre la surface et le sommet de l'atmosphère près de l'équateur. La redistribution de cet excédent d'énergie se fait par des mouvements verticaux de grande échelle, donnant naissance à la Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT).
4. Faiblesse de la Force de Coriolis : La force de Coriolis est faible en zone tropicale, rendant l'atmosphère quasi-barotrope. Les gradients horizontaux de température, de pression et de géopotentiel sont dix fois plus faibles qu'aux latitudes moyennes.
5. Équilibre Géostrophique Invalide près de l'Équateur : Lorsque la latitude est inférieure à , l'équilibre géostrophique est de moins en moins vérifié, car la force de Coriolis devient inférieure à la force de pression. Le flux présente alors une forte composante divergente, sauf pour des phénomènes comme les cyclones tropicaux qui ont une forte composante rotationnelle.

Climatologie de l'Atmosphère Tropicale

La compréhension des phénomènes tropicaux repose sur la connaissance des champs moyens de température, vent, pression et humidité.

• Pression : Des ceintures de hautes pressions (anticyclones subtropicaux) sont observées autour de et , avec des dépressions équatoriales et des dépressions de mousson. Ces anticyclones sont des centres d'action essentiels qui pilotent les alizés.
  • Anticyclones de l'hémisphère Nord : Anticyclone des Açores (permanent, dynamique), de Libye (thermique, non permanent), d'Asie (Tibet), des îles Hawaï (Pacifique Est).
  • Anticyclones de l'hémisphère Sud : Anticyclone de Sainte Hélène (dynamique), des Mascareignes (Océan Indien), de Kernadec (Est Australie), de Pâques (Pacifique Ouest).
• Température : Les régions tropicales reçoivent directement les rayons solaires, d'où des températures élevées. Les maxima s'observent sur le Sahara, la péninsule arabique et le plateau tibétain en été boréal, ou sur les continents de l'hémisphère Sud en été austral. Les gradients horizontaux de température sont généralement faibles, s'affaiblissant vers l'équateur, mais peuvent être importants au voisinage terre-mer. Des gradients verticaux élevés ( à ) dans les basses couches peuvent donner naissance à des nuages puissants.
• Vent :
  • Surface : Faible et régulier, avec une variation diurne liée aux transitions stable/turbulent et aux conditions géographiques (brises de mer/terre, vents de relief).
  • Altitude (> 1500 m) : Dominance de vents d'Est ou d'Ouest selon la saison, avec des axes de vents forts comme le Jet Subtropical d'Ouest (JOST), le Jet d'Est Tropical (TEJ) et le Jet d'Est Africain (AEJ).
  • Alizés : Vents dirigés par les anticyclones subtropicaux vers les basses pressions équatoriales. Nord-Est/Sud-Ouest dans l'hémisphère Nord, Sud-Est/Nord-Ouest dans l'hémisphère Sud. L'harmattan est un alizé sec traversant le Sahara.
  • Mousson : Alizé originaire d'un hémisphère qui s'intègre dans la circulation de l'autre hémisphère après avoir traversé l'équateur et subi une déviation. "Mausim" signifie "saison" (des pluies) en arabe.

Chapitre II : Les Échelles en Météorologie Tropicale

Les mouvements atmosphériques se produisent à des échelles très diverses en espace et en temps. La classification usuelle basée sur la taille et la durée est limitée sous les tropiques à cause de la faiblesse de la force de Coriolis. Le diagramme de Ooyama, basé sur le rayon de déformation de l'atmosphère , est plus pertinent.

Le rayon de déformation de l'atmosphère

Ce paramètre prend en compte les faibles valeurs de la force de Coriolis et se définit comme le rapport entre la fréquence des ondes de gravité et celle des ondes d'inertie . Il s'exprime en km et peut être approximé par :

• : Pulsation des ondes de gravité (ou fréquence de Brunt-Väisälä), indicateur de stabilité verticale.
• : Pulsation des ondes d'inertie, indicateur de stabilité horizontale.
• : Hauteur équivalente de l'atmosphère barotrope (environ 10 km).
• : Paramètre de Coriolis.
• : Tourbillon relatif de l'environnement.

Le rayon de déformation indique la taille d'un système météorologique pour laquelle l'équilibre entre la force de Coriolis et la force de pression est atteint. Il dépend fortement de la latitude :

• Moyennes latitudes : . L'équilibre géostrophique est atteint pour des systèmes de quelques centaines de km.
• Vers latitude : . L'équilibre géostrophique est atteint pour des systèmes de quelques milliers de km.
• Vers latitude : .
• À l'équateur : est nul, tend vers l'infini, l'équilibre géostrophique n'est jamais atteint sauf si le tourbillon relatif est non nul.

Diagramme de Ooyama et Classification des Échelles

1. Systèmes en Équilibre Géostrophique () : Lorsque la taille horizontale est supérieure ou égale au rayon de déformation. Dans ce cas, la convection est organisée par la circulation rotationnelle (ex: dépression tropicale).
2. Systèmes de Méso-Échelle () : L'équilibre géostrophique n'est pas vérifié, la force de pression étant supérieure à la force de Coriolis. La convection est organisée par la circulation divergente (ex: ligne de grains tropicale, cellule de Walker). Les dimensions de la méso-échelle sont beaucoup plus grandes aux tropiques (quelques milliers de km) qu'aux latitudes moyennes (quelques centaines de km). Les mouvements verticaux sont généralement hydrostatiques.
3. Systèmes d'Échelle Aérologique () : Mouvements verticaux non hydrostatiques. La convection isolée est difficilement prévisible car elle ne vérifie ni l'équilibre hydrostatique, ni l'équilibre géostrophique.

Cas particulier des Cyclones Tropicaux : Ils sont des circulations équilibrées à petite échelle. Leur rayon de déformation est très petit (20 à 40 km) en raison du tourbillon relatif très élevé, ce qui les rend exceptionnels par rapport aux autres phénomènes tropicaux où est de plusieurs milliers de km.

Chapitre III : Bilan Énergétique

Le soleil est la principale source d'énergie du système Terre-Atmosphère. L'établissement des bilans énergétiques permet d'identifier les zones excédentaires ou déficitaires, qui sont à l'origine des mouvements atmosphériques et océaniques.

Concepts Fondamentaux

• Albédos () : Rapport du flux réfléchi au flux solaire incident.
  • Déserts :
  • Forêts équatoriales :
  • Surfaces enneigées :
  • Système Terre-Atmosphère : (30% réfléchi, 70% absorbé).
• Coefficient d'absorption () : Rapport du flux absorbé au flux solaire incident. .

Flux Énergétiques

• Flux solaire absorbé par le système Terre-Atmosphère () : Plus élevé à l'équateur (360 ) qu'aux pôles (0 ).
• Flux infrarouge sortant () : Émis vers l'espace, varie avec la température (loi de Stefan-Boltzmann) et l'humidité. Maximal dans les régions subtropicales (air sec et chaud).
• Bilan radiatif net du système Terre-Atmosphère () : . Positif en zone tropicale (jusqu'à ), négatif aux hautes latitudes et déserts. Ce déséquilibre est le moteur des circulations atmosphériques et océaniques.

Flux Turbulents à l'Interface Sol-Atmosphère

Les mouvements turbulents facilitent les échanges de chaleur sensible et latente.

• Flux de chaleur sensible () : Échangée par turbulence. .
  • Dépend de la vitesse du vent () et du gradient vertical de température ().
  • Négatif sur les zones chaudes (déserts, forêts équatoriales, océans tropicaux), représentant une perte pour la surface.
  • Gain d'énergie pour la surface () dans les zones d'upwelling côtier.
• Flux de chaleur latente () : Échangée par évaporation (85%) et évapotranspiration (15%). .
  • Dépend de la vitesse du vent () et du gradient d'humidité ().
  • Représente une perte d'énergie pour la surface en cas d'évaporation (plus important sur les océans: ).
  • Source d'énergie pour la surface en cas de condensation (rosée).

Bilan en Surface et Atmosphère

• Rayonnement solaire absorbé en surface : Positif toute l'année, maximal sur les océans tropicaux ().
• Rayonnement tellurique () : Flux infrarouge émis par la surface. Varie de sur océans tropicaux à sur les déserts.
• Bilan radiatif en surface () : . Généralement excédentaire ( en moyenne globale), grâce à l'effet de serre. La surface est la « source chaude » du système Terre-Atmosphère.
• Bilan radiatif de l'atmosphère : Toujours négatif à toutes les latitudes (environ ). L'atmosphère est la « source froide ».

L'excédent énergétique en surface dans la zone équatoriale est transporté vers les zones de déficit (sommet de l'atmosphère) via la convection et les mouvements verticaux, donnant naissance à la ZCIT et à la Zone de Convergence du Pacifique Sud (ZCPS). Ces mouvements verticaux sont expliqués par le bilan d'énergie statique humide (Riehl et Malkus, 1958).

Les déséquilibres énergétiques sont compensés par des transports méridiens d'énergie, impliquant les océans, la circulation atmosphérique moyenne et les perturbations transitoires.

Chapitre IV : Circulation Générale

La circulation générale est le mouvement planétaire de l'atmosphère qui redistribue l'énergie des zones excédentaires aux zones déficitaires, cherchant un équilibre constant. Elle est causée par des facteurs thermiques et mécaniques.

Théories Principales

1. Modèle de Hadley (1735) : Initialement une cellule hémisphérique unique, il a été précisé. La Cellule de Hadley est une circulation fondamentale en zone tropicale, avec des ascendances à l'équateur (air chaud et humide), et des subsidences vers et (formation d'anticyclones subtropicaux).
   • En haute troposphère, elle exporte de l'énergie potentielle.
   • En basse troposphère, elle importe de la chaleur sensible et latente grâce aux alizés.
   • Les deux cellules de Hadley (Nord et Sud) varient saisonnièrement. Celle de l'hémisphère d'hiver est plus développée (10 fois). Aux équinoxes, elles sont symétriques.
   • Rôle Dynamique : La conservation du moment angulaire absolu () explique l'accélération des vents d'Ouest en haute troposphère vers de latitude, formant le Jet d'Ouest Subtropical (JOST). Le JOST le plus intense est dans l'hémisphère d'hiver.
2. Modèle de Ferrel (1956) : Ce modèle multicellulaire inclut la Cellule de Hadley, la Cellule de Ferrel (aux latitudes moyennes) et la Cellule Polaire. Il explique mieux la distribution des champs de pression (basses pressions à , hautes pressions aux pôles).
3. Modèle de Rossby (1930) : Similaire à Ferrel, mais avec une explication plus convaincante des régimes de vent et des zones de pression.
4. Modèle de Palmen (1951) : Intègre les échanges horizontaux d'énergie et les courants jets. Décrit une cellule de Hadley avec une tropopause élevée, une circulation complexe de Ferrel, une cellule polaire avec une basse tropopause, et les jets subtropicaux et polaires. Ce modèle est en cohérence avec les bilans énergétiques et les observations.

Circulation de Walker

Alors que la circulation de Hadley est méridienne, la Cellule de Walker est une circulation longitudinale (Est-Ouest) cruciale pour la variabilité zonale de l'activité convective.

• Hypothèse de Bjerknes (1969) : Existence d'une cellule verticale zonale le long du Pacifique équatorial. Explique les températures de basse troposphère plus élevées à l'Ouest et un gradient de pression vers l'Est, avec alizés en surface et vents d'Ouest en altitude.
• Hypothèse de Flohn (1971) / Newell (1979) : Existence de quatre grandes cellules de Walker circulant autour de l'équateur, situées sur l'Océan Pacifique, l'Océan Atlantique, l'Afrique (RDC) et l'Inde.
• Caractéristiques :
  • Zones d'ascendances : Amazonie, Afrique, Indonésie (pôles de convection profonde).
  • Zones de subsidence : Flancs Est des océans Atlantique et Pacifique, bord Ouest de l'Océan Indien (associées à des flux d'alizés et des strato/stratocumulus réduisant le réchauffement des upwellings).
• Rôle dans l'Oscillation Australe : La circulation de Walker joue un rôle majeur dans l'Oscillation Australe, notamment lors des épisodes El Niño et La Niña.
  • El Niño : Apparition irrégulière (2 à 7 ans), dure 6 à 18 mois, intensité maximale vers Noël. Entraîne des impacts climatiques globaux. La circulation de Walker est moins zonale, renforçant la cellule de Hadley.
  • La Niña : Phase opposée d'El Niño, températures de surface de la mer plus froides que la moyenne dans le Pacifique équatorial (Chute de 3 à 5°C). Météo plus fraîche et sèche dans le Pacifique tropical oriental.

Les cellules de Walker sont perpendiculaires aux cellules de Hadley, illustrant la complexité de la circulation générale.

Chapitre VI : Équateur Météorologique

L'Équateur Météorologique (EM) est la zone de confluence des alizés des deux hémisphères. Il est souvent désigné ou associé à d'autres concepts importants selon le contexte géographique ou la vision des météorologues.

Concepts Clés

• L'Équateur Météorologique (EM) est la zone de confluence des alizés. Il agit comme une barrière énergétique entre les hémisphères météorologiques.
• Le Front Intertropical (FIT) est la zone de convergence en basses couches, formée par la rencontre de l'harmattan et de la mousson. Ce n'est pas un front au sens strict (les Anglo-Saxons parlent d'ITD "InterTropical Discontinuity").
• La Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT) est la zone de convections profondes et d'ascendances maximales. Elle marque la limite entre les cellules de Hadley et s'observe tout autour du globe.

Différence entre ZCIT et FIT : La ZCIT est toujours au Sud du FIT (parfois à plus de 500 km), tandis que la ZCIT peut coïncider ou être très proche de la position de l'EM sur l'océan. Le FIT est le nom donné à l'EM en Afrique de l'Ouest par les francophones. La ZCIT et l'EM subissent des variations saisonnières importantes liées au mouvement apparent du soleil.

Migrations de l'Équateur Météorologique

L'EM subit des migrations diurnes, de moyennes amplitudes et annuelles.

• Migrations Diurnes :
  • Moins importantes sur l'océan (faible contraste thermique et hygrométrique des alizés).
  • Plus marquées sur les continents (alizés secs comme l'harmattan vs. mousson humide), où l'air froid chasse le FIT.
• Migrations de Moyennes Amplitudes : Dues aux variations des centres d'action (ex: renforcement de l'Anticyclone des Açores ou de Libye fait migrer le FIT vers le Sud en Afrique Occidentale).
• Migrations Annuelles : La plus remarquable, suivant le mouvement apparent du soleil avec un retard de 8 semaines (inertie du système Terre-Océan-Atmosphère). Plus importante sur les continents.

Comportement de l'EM en Régime Océanique et Continental

• Sur Océan : Les alizés ont des caractéristiques d'humidité similaires, et le contraste thermique est modéré. L'EM est une zone de confluence interocéanique faiblement inclinée verticalement, souvent appelée duct (anticyclones équidistants de l'équateur) ou duct déporté (anticyclones à distances différentes, provoquant un décalage de l'EM jusqu'à de latitude). L'EM y est une zone d'instabilité pluvio-orageuse.
• Sur Continent (ex: Afrique Centrale et Orientale) : L'EM peut être décalé jusqu'à plus de de latitude par les dépressions continentales thermiques. C'est le cas des régimes de mousson.
  • En été boréal : Situation de drift sud-nord (dépressions sur le Soudan, hautes pressions sur le bassin congolais).
  • En hiver boréal : Branche méridienne de l'EM sur le bassin congolais (thalweg), reliant les branches zonales d'Afrique de l'Ouest et de l'Océan Indien.

Chapitre VII : Interaction entre Zone Tropicale et Zone Tempérée

Les interactions tropiques-moyennes latitudes se produisent à toutes les saisons, mais sont facilitées en hiver (renforcement du JOST) ou en été (déferlement d'ondes de Rossby).

Intrusions de Systèmes des Latitudes Moyennes vers les Tropiques

• En Hiver : Le JOST se renforce et se rapproche de l'équateur. Les fronts froids ou dépressions extratropicales peuvent atteindre de latitude. La partie méridionale d'un front froid peut progresser vers l'équateur en perdant ses caractéristiques. Cela peut affaiblir l'harmattan, pousser le FIT vers le Nord, augmenter les températures et renforcer la convection au Sud (ex: pluies des mangues en Afrique de l'Ouest).
• Thalwegs d'altitude : Des thalwegs (gouttes froides) peuvent interagir avec la ZCIT, renforçant la convection (sauf en cas d'intrusion d'air sec). Ils génèrent des ondulations en "V inversé" dans le flux d'alizés, favorisant des phénomènes convectifs intenses.

Déplacement de Systèmes Tropicaux vers les Latitudes Moyennes

• En Été : Les dépressions et cyclones tropicaux peuvent remonter vers les régions tempérées. Exemple : Le cyclone FAITH (1966) est parti d'une onde d'Est en Afrique de l'Ouest et a atteint les côtes finlandaises.

Impact d'El Niño : Pendant les années El Niño, les échanges tropiques-moyennes latitudes sont facilités, entraînant des impacts climatiques globaux via des téléconnexions. La circulation de Walker est moins zonale, ce qui renforce la cellule de Hadley.

Chapitre VIII : Les Perturbations de la Zone Tropicale

Les perturbations en zone tropicale sont des modifications de l'état atmosphérique stable, souvent liées à la convection. Une cellule convective isolée peut générer des systèmes plus organisés d'échelle méso ou synoptique.

Convection et Orages

La convection survient lorsque des masses d'air s'élèvent au-dessus d'une surface plus chaude. Elle est qualifiée selon divers facteurs (libre, forcée, profonde, humide, etc.).

1. Cellules Ordinaires (Isolées) :
   • Conditions : Cisaillement vertical de vent faible, absence de forçages d'altitude.
   • Cycle de vie (30-50 min) :
     1. Développement : Ascendances, croissance du nuage (Cumulus congestus/Cumulonimbus), formation de gouttes et cristaux, premiers éclairs.
     2. Maturité : Chute des précipitations, courants descendants (downbursts), front de rafales au sol, refroidissement sensible, formation d'enclume et d'arcus (volutus/shelf cloud).
     3. Dissipation : Cou pure de l'alimentation en air chaud et humide par les subsidences, arrêt des ascendances et dissipations des précipitations.
   • Phénomènes : Précipitations intenses mais de courte durée. Pas de phénomènes très violents.
2. Systèmes Multicellulaires :
   • Conditions : Cisaillement vertical de vent horizontal uni-directionnel fort.
   • Caractéristiques : Plusieurs cellules coexistent à différents stades. De nouvelles cellules apparaissent à l'aval du cisaillement (à l'avant du système).
   • Durée de vie/Taille : Plus longue et plus grande que les cellules ordinaires.
   • Phénomènes : Risque de fortes pluies.
3. Orages Supercellulaires :
   • Conditions : Cisaillement vertical de vent fort et rotationnel.
   • Caractéristiques : Cellule orageuse unique de grande extension (jusqu'à 50 km), durée de vie d'une à plusieurs heures. Ascendances très intenses (jusqu'à 50 m/s).
   • Phénomènes Violents : Grêle monstrueuse, rafales violentes, tornades. Rares en zone tropicale.

Systèmes Convectifs de Méso-Échelle (MCS)

Les MCS sont des amas nuageux où des cellules instables s'organisent en un système nuageux unique d'une étendue > 100 km, produisant une zone continue de précipitations. En zone intertropicale, ils peuvent atteindre 1000 km.

• Caractéristiques :
  • Longue durée de vie : 6 à 12 heures, parfois 24 à 36 heures.
  • Groupes de cellules orageuses (linéaires ou en amas), avec zones de précipitations convectives et stratiformes étendues.
  • Peuvent présenter des caractéristiques multicellulaires ou supercellulaires.
  • Sommets de nuages très élevés, atteignant la tropopause.
• Complexes Convectifs de Méso-Échelle (MCC) : Les plus grands MCS, durée de vie moyenne de 15 heures, parfois plusieurs jours.

Dynamique : Plus complexe que les cumulonimbus individuels, avec des interactions entre les précipitations convectives/stratiformes et les circulations de méso-échelle. Ils connectent la convection atmosphérique à la circulation de plus grande échelle.

Lignes de Grains

En Afrique, les lignes de grains sont des MCS ou MCC caracté risés par un alignement de Cumulonimbus (orientation N-S), se déplaçant d'Est en Ouest. Tailles : 500 à 1000 km de long, plusieurs centaines de km de large ; Durée de vie : 12 à 36 heures ou plus.

• Importance : Transportent d'importantes quantités d'énergie et de précipitations (80% des pluies annuelles au Sahel).
• Cycle de vie :
  1. Formation : Cellules isolées s'alignent, seules celles perpendiculaires au vent persistent.
  2. Intensification : Croissance et fusion des cellules, formation d'une zone continue de précipitations. Nouvelles cellules se forment à l'avant du système.
  3. Maturité : Les anciennes cellules forment une couverture stratiforme à l'arrière des nouvelles tours convectives. Le système produit des précipitations stratiformes.
  4. Dissipation : Formation de nouvelles cellules ralentit, zone de précipitations stratiformes s'affaiblit. Phase plus longue.
• Phénomènes dangereux :
  • Baisse sensible de température, hausse rapide de pression, fortes précipitations (inondations).
  • Front de rafales : Vents violents, changements brusques de direction/vitesse (danger pour l'aviation), soulèvement de sable.
  • Rafales descendantes (downbursts) : Micro-rafales () ou macro-rafales (), causant des cisaillements de vent dangereux.
  • Autres dangers pour l'aéronautique : orages, givrage, turbulence (suivi via SIGMET, AD WRNG, METAR, SPECI).

Ondes d'Est

Perturbations d'échelle synoptique (longueur d'onde 2000-5000 km, période > 2 jours), se déplaçant d'Est en Ouest, caractérisées par une ondulation dans le champ de vent en basse/moyenne troposphère.

• Ondes d'Est Africaines (AEW) : Étudiées notamment par le projet AMMA. S'observent entre la surface et 500 hPa de l'Afrique de l'Est aux côtes guinéennes. Composante importante de la mousson ouest-africaine.
  • AEW de période 3 à 5 jours : Les plus étudiées et actives, s'intensifient de la Corne de l'Afrique jusqu'à .
  • AEW de période 6 à 9 jours : Moins fréquentes, sur le flanc Nord du Jet d'Est Africain ().
• Structure : Convergence et ascendances à l'avant du thalweg, divergence et subsidences à l'arrière. Peuvent croître par conversion d'énergie barotrope.

Cyclones Tropicaux (Typhons, Ouragans)

Perturbations atmosphériques d'échelle synoptique sans front, au-dessus des eaux tropicales, avec convection organisée et circulation cyclonique du vent de surface.

• Définition / Noms : Diamètre de quelques centaines de km, souvent avec un œil. Originaires de l'hémisphère d'été.
  • Typhon (Pacifique Nord-Ouest)
  • Ouragan (Atlantique Nord, Pacifique Nord-Est)
  • Cyclone Tropical (Pacifique Sud, Océan Indien)
• Circulation : Mouvement Ouest/Nord-Ouest dans l'hémisphère Nord, Ouest/Sud-Ouest dans l'hémisphère Sud.
• Équilibre : Circulation équilibrée à méso-échelle, avec un rayon de déformation de 20 à 40 km (due au fort tourbillon).
• Structure :
  1. L'Œil : Calme apparent, vents faibles, pas de précipitations, minimum de pression, subsidence. Diamètre de 8 à 200 km.
  2. Le Mur de l'œil : Ceinture de Cumulonimbus (10 à 50 km de large), incliné vers l'arrière en altitude, siège des vents les plus violents et des pluies intenses.
  3. Les Bandes Spirales : Bandes convectives s'enroulant de l'extérieur vers le mur de l'œil.
• Stades de développement :
  1. Perturbation Tropicale : Activité convective intense, vents de surface modérés, indices de circulation cyclonique.
  2. Dépression Tropicale : Circulation fermée, vents .
  3. Tempête Tropicale : Vents entre 34 et 63 kt (63 à 117 km/h).
  4. Cyclone Tropical : Vents . Intensité classée par l'échelle de Saffir-Simpson (catégories 1 à 5).
• Conditions de Formation :
  • Température de l'océan sur 50 m de profondeur.
  • Atmosphère convectivement instable sur une épaisseur suffisante.
  • Humidité relative importante en basse et moyenne troposphère.
  • Perturbation initiale en basses couches.
  • Force de Coriolis suffisante (à de l'équateur).
  • Tourbillon relatif cyclonique et convergence en basses couches.
  • Flux divergent en haute troposphère.
  • Cisaillement vertical de vent faible.
  • Présence d'un thalweg d'altitude.
• Conditions d'Affaiblissement / Dissipation :
  • Déplacement sur des eaux froides.
  • Refroidissement de l'océan par le cyclone lui-même (upwelling).
  • Rencontre d'une zone de cisaillement de vent fort.
  • Rencontre d'une dorsale d'altitude.
  • Atterrissage (coupure de l'alimentation en énergie statique humide).
• Phénomènes Dangereux :
  • Vents violents (poussée, percussion, objets projetés, destruction d'infrastructures).
  • Fortes précipitations (inondations).
  • Houle cyclonique (dégâts côtiers).
  • Onde de tempête (surcote marine due à la basse pression et aux vents).

Chapitre IX : Météorologie Tropicale en Afrique

L'Afrique étant majoritairement située en zone tropicale, elle présente des caractéristiques météorologiques spécifiques, notamment en Afrique de l'Ouest et Centrale.

Mousson de l'Afrique de l'Ouest (MAO)

La MAO est une réponse dynamique et hydrique de l'atmosphère au différentiel énergétique océan-continent. Elle est caractérisée par :

• Conditions de surface : Faibles latitudes, absence de reliefs majeurs, répartition zonale de la végétation, de l'humidité des sols et des albédos.
• Déplacement saisonnier de la ZCIT : La zone de pluies se déplace de (hiver boréal) à (juillet-août). L'orographie joue un rôle dans le "saut de mousson".
• Structure de l'EM et types de temps en Afrique de l'Ouest : Le FIT est divisé en plusieurs zones (A à D) du Nord au Sud, chacune avec des caractéristiques météorologiques distinctes.
  • Zone A (Harmattan) : Ciel clair, fortes variations diurnes de température, lithométéores (chasses de sable, brume sèche).
  • Zone B (Mousson convergente) : Épaisseur 600-1000m, 200-400 km de profondeur. Orages isolés.
  • Zone C (Mousson la plus active) :
    • C1 : Flux de mousson fortement convergent (1500m), convection intense, lignes de grains, zones orageuses. 400-500 km.
    • C2 : Flux de mousson confluent et très épais (jusqu'à 3000m), pluies de mousson. 400-500 km.
  • Zone D (Alizé austral) : Divergent, ciel peu nuageux (St, Sc), pluie faible/bruine. Petite saison sèche pour les pays du Golfe de Guinée.
• Jets associées à la MAO :
  • Jet d'Est Africain (AEJ) : Jet de moyenne troposphère (600-700 hPa), s'étend sur 10000 km, de fin avril à fin octobre sur le Sahel. Origine thermique (contraste Sahara très chaud / Golfe de Guinée froid). Conditions d'instabilité barotrope et barocline favorisent la formation d'ondes d'Est africaines (AEW). Les lignes de grains se forment souvent sur son flanc Sud.
  • Jet d'Est Tropical (TEJ) : Jet de haute troposphère (100-200 hPa), vers entre fin juin et début septembre. Alimenté par la mousson indienne via la cellule de Walker. Son renforcement sur l'Afrique de l'Ouest est dû au chauffage thermique du Sahara et à la libération de chaleur latente par les systèmes convectifs. La bande latitudinale entre l'AEJ et le TEJ est propice à la convection profonde (zone C1 du FIT).
• Cycle saisonnier de la MAO :
  • Pré-onset (début mai) : La ZCIT migre brusquement de à ("régime guinéen").
  • Onset (fin juin) : Second saut de la ZCIT de à ("régime sahélien"). Chute de température de l'eau dans le Golfe de Guinée, renforcement dépression thermique saharienne. L'AEJ migre à , le TEJ s'intensifie.
  • Retrait (fin août/début sept.) : Zone de pluie se retire vers le Sud de manière plus linéaire.

Cas Particulier de l'Afrique Centrale

L'Afrique Centrale est une masse continentale autour de l'équateur, bordée par des océans. La météorologie est influencée par l'Anticyclone de Sainte-Hélène et des Mascareignes, et par l'écosystème forestier.

• Été boréal : L'EM migre sur le continent africain dans l'hémisphère Nord. On observe une confluence entre les vents de Sainte-Hélène et des Mascareignes, appelée Congo Air Boundary (CAB), source d'instabilité pluvio-orageuse.
• Hiver boréal : La confluence des alizés s'établit sur un axe méridien (branche méridienne de l'EM ou thalweg du bassin congolais), source d'humidité et d'instabilité convective à l'Ouest (vents de l'Atlantique Sud).

Mousson Asiatique

La mousson asiatique d'été est la plus intense et étendue au monde, avec des cumuls de précipitations parmi les plus élevés (ex: Cherrapundji). Elle est cruciale pour l'agriculture.

• Jets associés : Le Jet d'Est Tropical (TEJ) et le Jet des Somalies (accélération du flux de mousson sur la mer d'Arabie, transportant l'humidité).
• Mise en place : En avril, les températures élevées dans la mer d'Arabie et le Golfe du Bengale, combinées à une baisse de pression sur le Pakistan, renforcent le gradient de pression et le flux de mousson.

CAPE et CIN : Indices de Stabilité Atmosphérique

Sous les tropiques, la prévision utilise des indices d'instabilité tels que la CAPE et la CIN.

• CIN (Convective INhibition) : Énergie nécessaire pour qu'une parcelle d'air atteigne le niveau de convection libre (LFC). Représente une "barrière énergétique" au déclenchement de la convection. Plus la CIN est élevée, plus la convection sera virulente une fois déclenchée (réservoir latent d'énergie).
• CAPE (Convective Available Potential Energy) : Énergie potentielle convective transformable en énergie cinétique. Représente la flottabilité positive d'une parcelle d'air entre le LFC et le niveau de flottabilité neutre (LNB).

Ces indices mesurent l'instabilité, mais sont insuffisants seuls pour la prévision, car ils n'intègrent pas tous les facteurs (subsidences, courant de densité, cisaillement de vent, forçages).