Soutenance mémoire
La météorologie est une science qui étudie le temps, qui est tributaire de l’atmosphère déterminé par des mesures ou des estimations. Ainsi, la modélisation numérique est l’une des méthodes que les chercheurs ainsi que les météorologistes utilisent pour essayer de prévoir le temps ou simuler les phénomènes météorologiques tels que les phénomènes de convection, l’orage, la cyclogenèse etc.……
Un modèle numérique est basé sur les lois physiques décrivant les processus atmosphériques ainsi que les processus de surface (par exemple la conservation d’énergie, les transformations de phases…..). Il nécessite des conditions initiales et des conditions aux bords appropriées ainsi qu’une méthode numérique pour résoudre dans le temps, le système complexe d’équations, correspondant à l’expression mathématique de lois physiques susmentionnées. Ces équations décrivent une grande variété de processus atmosphériques se déroulant à différentes échelles spatio-temporelle, comme le développement de système de base pression, les chute de neiges, le Foehn ou la convection estivale. Les calculs sont réalisés sur une grille tridimensionnelles, dans laquelle l’espacement verticale des niveaux n’est pas constants afin d’obtenir une résolution plus fine pour les conditions atmosphériques des bas niveaux.
LE CANAL DE MOZAMBIQUE
Situation géographique du Canal de Mozambique
Le Canal de Mozambique est un bras de mer de longueur d’environ 1700 km sur un axe Nord Nord Est/Sud Sud Ouest et une largeur qui varie entre 350 à 830 km. Il se situe entre la cote orientale de l’Afrique et la cote occidentale de Madagascar, entre 10° et 40° de latitude Sud, il fait partie du bassin du Sud-Ouest de l’océan Indien. Les îles se trouvant dans le canal sont ALDABRA qui se trouve au Nord de Madagascar, les iles Glorieuse au Nord, les COMORES (grande comore, Moheli, Anjouan et Mayotte), JUAN DE NOVA et EUROPA qui se trouve au Sud-Ouest de Morondava.
Aspects hydrodynamique du Canal de Mozambique
Pendant plusieurs années, plusieurs méthodes ont été développées avec l’intérêt de mieux décrire et comprendre les aspects hydrodynamiques des océans. La modélisation numérique figure comme une de ces méthodes et consiste à utiliser les équations de la conservation de la masse, de la quantité de mouvement et de transport (circulation thermohaline), pour simuler le comportement des processus océaniques, couvrant une large variété d’échelles spatiales et temporelles avec des coûts relativement réduits. Des chercheurs du centre d’océanologie de Marseille ont appliqué le modèle ROMSRomstools (version IRD-Institut de Recherche pour le Développement) pour étudier les aspects hydrodynamiques du Canal de Mozambique. Le modèle ROMS (Regional Ocean Modeling System) est un modèle multidisciplinaire qui focalise les phénomènes océaniques dans le domaine physiques, biogéochimiques, sédimentaires, etc. (http://www.myroms.org).
Comme nous l’avions dit, le Canal de Mozambique se situe dans la partie Ouest de l’océan Indien, séparant le Madagascar du continent Africain. Cette partie de l’océan Indien contribue significativement à la redistribution globale de masse, de chaleur, d’eau douce et autres propriétés (DiMarco, S.F. et al. 2002). La couche de surface de l’océan Indien est caractérisée pour une variation saisonnière de la salinité et de la température. En été (Janvier- Février), dans la partie nord du Madagascar s’observent des salinités et des températures qui varient respectivement entre 34.5-35.0g/kg et 28.0-29.0°C. En hiver (Mai-Août), la température décroît jusqu’à 25.0-27.0°C et la salinité augment à environs 35.2g/kg. Par contre dans la partie sud, les eaux de surface sont caractérisées par des basses températures entre 24.0-25.0°C en été et 20.0-22.0°C en hiver et hautes salinités, entre 35.5-35.6g/kg à 30°S, pouvant arriver des salinités entre 35.2 35.3g/kg au voisinage de cette latitude (DiMarco, S.F. et al. 2002).
R. Saetre et A. Jorge Da Silva (1984) ont référé que la circulation, le long de la côte Mozambicaine, est caractérisé par trois cellules anticyclonique qui changent de position le long de la côte et par quelques petites gyres cycloniques (petites dépressions) . Ils ont aussi référé qu’une des gyres cycloniques, situé entre 17-19°S, résulte probablement des apports du fleuve du Zambèze. Le gyre e a été trouvé plus au large de la côte Africaine dans les mois de Février et Mars 1980 qui en Décembre 1978 était plus près de la côte.
LA CYCLOGENESE
Définition du cyclone
Les phénomènes tourbillonnaires se présentent sous diverses dénominations et comportent maintes définitions suivant les régions du globe où se produit ce type d’activité météorologique; aussi l’OMM (Organisation Météorologique Mondiale) a-t-elle décidé, par souci de compréhension, de rassembler toutes ces appellations sous le terme générique de « cyclone tropical », dont voici la définition: « perturbation d’échelle synoptique non accompagnée d’un système frontal, prenant naissance au-dessus des eaux tropicales ou subtropicales et présentant une activité convective organisée et une circulation dépressionnaire dite cyclonique plus intense en surface qu’en altitude » (Vocabulaire météorologique international, 1992).
Naissance du cyclone
Les cyclones tropicaux sont généralement issus d’une zone perturbée préexistante au sein d’une masse d’air humide et instable (amas nuageux peu organisés, ligne de grains ou onde tropicale).
Conditions nécessaires à la cyclogenèse
Plusieurs conditions doivent être remplies pour qu’un cyclone tropical se forme. En général, on considère qu’un cyclone tropical s’est formé si le système possède des vents soutenus supérieurs ou égaux à 17m/s (34kt). Pour que la cyclogenèse s’opère, il faut que certains paramètres soient simultanément présents :
a/ Températures de la mer élevées
Une température des eaux de surface supérieure à 26° C sur une profondeur d’au moins 50-60 m: cette source de chaleur (latente et sensible) alimente, sous forme de vapeur d’eau, le cyclone en énergie.
Il est important de noter que plus les températures de la mer sont élevées, plus la température potentielle équivalente est forte dans les bases couches de l’atmosphère et, par voie de conséquence, l’instabilité conditionnelle est importante. Un gradient horizontal de température est observé dans les zones à forte température. Ainsi une parcelle d’aire en surface allant de la périphérie des cyclones vers le centre, va remplacer la chaleur perdue par l’expansion adiabatique par de la chaleur gagnée de la surface océanique. La parcelle atteindra le mur de l’œil avec plus de flottabilité que l’air entourant le cyclone. Si une parcelle d’air subit une baisse de pression de 60hpa le long de sa trajectoire vers le centre, elle doit se refroidir adiabatiquement de 5°C, mais il a été observé qu’elle maintient sa température. La raison est que l’océan réchauffe la parcelle .
b/ Fortes humidités relatives en moyenne troposphère
Un taux d’humidité relative élevée (surtout entre 4 et 8 km d’altitude au sein de la moyenne troposphère): cette humidité permet d’alimenter les précipitations, de libérer la chaleur latente et de limiter le refroidissement qui accompagnerait l’évaporation des nuages et des précipitations.
c/ Faible cisaillement vertical du vent
Un faible cisaillement vertical du vent horizontal dans toute la troposphère, c’est à dire des vents organisés, de force et de direction continues: cette homogénéité des vents empêche la déformation voire la dislocation du mouvement tourbillonnaire naissant et permet à la partie active de la perturbation de rester concentrée sans dispersion d’énergie. Ce faible cisaillement vertical du vent va permettre aussi à la chaleur dégagée par condensation de se concentrer sur une colonne verticale et augmentant ainsi la baisse de la pression en surface.
d/ Existence d’une perturbation préexistante
Une instabilité thermique sur une grande épaisseur (dans les couches basses et moyennes): un fort gradient thermique vertical rend possible le développement des cumulonimbus (l’air instable favorise le déclenchement de puissantes ascendances depuis le sol). On observe que les perturbations tropicales ne se développent que dans les régions où le tourbillon est positif dans les basses couches. Plus le rotationnel est élevé, plus le potentiel de développement est important.
e/ Force de Coriolis suffisante
La force de Coriolis, ou plutôt être à plus 6° ou 7° de latitude nord ou sud, afin que cette force puisse s’opposer à la force de pression et imprimer aux courants d’air un mouvement de rotation (formation d’un vortex). Les talwegs de mousson situés le long de la zone de convergence intertropicale (ZCIT) sont généralement les plus aptes à remplir ces conditions.
Dans un phénomène tel que le cyclone, la force de Coriolis engendre une rotation spécifique: cette force est due à la rotation de la Terre. Un corps se déplaçant à la surface de la Terre en rotation est dévié vers la droite de sa trajectoire dans l’hémisphère nord et vers la gauche dans l’hémisphère sud. Cette force est minimale à l’équateur et maximale aux pôles. La rotation d’un cyclone dans l’hémisphère nord se fera donc dans le sens direct (sens inverse des aiguilles d’une montre) et dans le sens indirect dans l’hémisphère sud (sens des aiguilles d’une montre). Cette force influence aussi directement la trajectoire qui aura tendance à remonter dans l’hémisphère nord et se diriger vers le sud dans l’hémisphère sud .
f/ Divergence en haute troposphère
Une divergence des flux au sommet de la tropopause (à cause de l’inversion thermique de la tropopause) qui favorise le maintien de la dépression au sol et des ascendances dans la colonne d’air.
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Table des matières
INTRODUCTION
PARTIE 1: LE CANAL DE MOZAMBIQUE
1-1- Situation géographique du canal de Mozambique
1-2- Aspects Hydrodynamique du canal
2-1- Variation saisonnière des aspects hydrodynamique du canal de Mozambique
2-1-1- Variation de la salinité et de température
2-1-2- Circulation dans le canal de Mozambique
PARTIE 2: LA CYCLOGENESE
2-1- Définition du cyclone
2-2- Naissance du cyclone
2-2-1- Condition nécessaire à la cyclogenèse
a – Température de la surface de la mer élevée
b – Forte humidité relative en moyenne troposphère
c – Faible cisaillement verticale du vent
d – Existence d’une perturbation préexistante
e – Force de Coriolis suffisante
f – Divergence en haute troposphère
2-2-2- Formation initiale du cyclone
2-3- Condition synoptique favorable
2-4- Source d’énergie
2-4-1- Flux de chaleur
2-4-2- Processus Radiatif
2-5- Maturité du cyclone
2-5-1- Circulation de l’air et force en présence
2-5-2- Relations Thermodynamiques
2-6- Déclin du cyclone
2-6-1- Propagation
2-6-2- Dégénérescence
2-7- Interactions d’échelles
PARTIE 3: MODELE NUMERIQUE (MM5)
3-1- Présentation du modèle et théories mathématiques
3-1-1- Présentation du modèle (MM5)
3-1-2- Théorie mathématique
A – Equation de pression
B – Différenciation spatiale
C – Différenciation temporelle
D – Calcul des conditions aux bords
3-2- Mise en œuvre du modèle (MM5)
3-2-1- Les modules du modèle (MM5)
A – Terrain
B – Regrid
C – Interpf
D – MM5
3-2-2- Emboîtement
A – Emboîtement pour les données Topographique
B – Nestdown
3-2-3- Assimilation des données
PARTIE 4: INTERPRETATION DES RESULATS ET REMARQUES
4-1- Description du cyclone ELITA
4-2- Configuration du modèle utilisée (MM5)
4-2-1- Donnée d’entrée fixe
4-2-2- Donnée d’entrée variable
4-3- Interprétations des résultats obtenus
4-3-1- Température de la surface de la mer
a -Définition
4-3-2- Le vent
a – Définition
b – Interprétation
4-3-3- La température de l’air
a – Définition
b – Interprétation
4-3-4- La température potentielle équivalente
a – Définition
b – Interprétation
4-3-5- Humidité relative
a – Définition
b -Interprétation
4-3-6- Divergence horizontale
a – Définition
b – Interprétation
4-3-7- Vorticité relative
a – Définition
b – Interprétation
CONCLUSION
ANNEXES
RESUME
