M5 Circulation Tropicale et Perturbations

Topique

La circulation tropicale est dominée par la Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT), la zone de convection maximale qui suit de près la température de surface de la mer la plus élevée à un instant donné et se déplace saisonnièrement en fonction de cette température. Cette ZCIT constitue également le bras ascendant de la cellule de Hadley, et c'est là que se produit une part importante des précipitations tropicales de la planète. Le bilan énergétique de chaque hémisphère détermine la position de la ZCIT à un instant donné, et ce même bilan entraîne le déplacement de cette zone de convection vers l'hémisphère qui reçoit le plus d'énergie à chaque saison.

Au-dessus de l'océan Atlantique tropical, les perturbations qui perturbent le plus fréquemment cette circulation tropicale sont les ondes d'est africaines : des perturbations de vorticité qui se propagent vers l'ouest avec des périodes de trois à cinq jours et des longueurs d'onde comprises entre 2 500 et 4 000 kilomètres. Ces ondes d'est africaines proviennent de l'instabilité barotrope-barocline du courant-jet d'est africain. C'est cette même instabilité qui provoque la génération successive d'ondes se propageant vers l'ouest à travers l'océan.

Ce sont précisément ces ondes d'est africaines qui constituent le principal précurseur des cyclones tropicaux dans l'Atlantique. Toutefois, la simple présence d'une onde d'est africaine au-dessus de l'océan ne suffit pas à la formation d'un cyclone tropical : la genèse d'un cyclone tropical requiert, outre cette perturbation initiale, la réunion simultanée de trois autres conditions. La température de surface de la mer doit dépasser 26 °C, le cisaillement vertical du vent doit être faible et l'humidité troposphérique doit être élevée. Ce n'est que lorsque ces trois conditions coïncident avec la perturbation initiale induite par l'onde d'est africaine que la genèse du cyclone tropical conduit à sa formation.

Une fois qu'un cyclone tropical se forme, la théorie des échanges thermiques de surface induits par le vent, proposée par Emanuel, décrit son intensification comme le fonctionnement d'une machine de Carnot : une machine thermique idéale qui extrait la chaleur de l'océan chaud sous-jacent, par évaporation amplifiée par ses propres vents, et rejette cette même chaleur au niveau de la tropopause froide. Plus l'écart de température entre l'océan chaud et la tropopause froide est important, plus la limite d'intensité thermodynamique que cette machine de Carnot permet au cyclone tropical d'atteindre est élevée. C'est cet écart de température qui explique que deux cyclones se formant au-dessus d'océans différents atteignent des limites thermodynamiques très différentes.

Ainsi, dans des conditions favorables, un cyclone tropical peut atteindre sa limite d'intensité thermodynamique en trois à cinq jours après sa formation. De la zone de convergence intertropicale qui organise la convection tropicale à l'échelle saisonnière, en passant par les ondes d'est africaines qui provoquent la perturbation initiale, jusqu'au moteur de Carnot qui entraîne l'intensification finale, toute la circulation tropicale converge vers le même résultat : c'est la réalisation successive de chacune de ces conditions, étape après étape, qui fait qu'un cyclone tropical donné finit par être aussi intense et aussi rapide qu'il l'est finalement.

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