Plan 1. Les différentes échelles de latmosphère 2. Sources dénergies nécessaires à la...

Plan1. Les différentes échelles de l’atmosphère

2. Sources d’énergies nécessaires à la formation des ondes équatoriales et des perturbations tropicales

3. Climats tropicaux d’échelle régionale

4. Ondes équatoriales piégées et oscillations d’échelle planétaire (MJO,QBO)

5. Modèles conceptuels de perturbations tropicales d’échelle synoptique de l’hémisphère d’été

6. Interactions entre tropiques et moyennes latitudes

7. El Niño

Introduction : - Les interactions entre tropiques et moyennes latitudes s’effectuent en toutes

saisons, mais ces ‘échanges’ sont facilités dans l’hémisphère d’hiver grâce à l’intensification et le déplacement vers l’équateur du Jet d’Ouest Subtropical (JOST).

- Les interactions entre tropiques et moyennes latitudes se manifestent à différentes échelles spatio-temporelles : synoptique, intrasaisonnière/régionale, saisonnière/planétaire.

- Enfin, tous ces sujets font l’objet de nombreuses recherches scientifiques. Ce chapitre est donc en permanente évolution.

- Rappel : sans vouloir semer la confusion, il semble important de souligner que certains ‘échanges’ tropiques-moyennes latitudes sont au contraire facilités en été comme le déferlement d’onde de Rossby (RWB). Ce sujet a été en partie traité au chapitre 5.2

sommaire général

Chap. 6Interactions entre tropiques et moyennes latitudes

Chap 6. Interactions entre tropiques et moyennes latitudes Un traceur de ces interactions : la tropopause dynamique tropicale

• Les zones d’interactions entre tropiques et moyennes latitudes (10°-30°) sont le plus souvent associées à des anomalies dynamiques de la tropopause tropicale.

• Le traceur le mieux adapté pour repérer la tropopause dynamique est la zone de concentration maximale d’ozone :

- aux moyennes latitudes, cette zone se situe entre les surfaces 1.5 et 2.0 PVU; - aux tropiques, cette zone se situe sous la surface 1.5 PVU et plus précisement vers la surface 0.7 PVU (non matérialisée sur cette figure)

La tropopause dynamique : champ de température (K) en DJF + zone de maximum d’ozone (pointillé noir) + couche moyenne en DJF comprise entre 1.5 et 2 PVU (magenta). Source : Malardel, 2005, p.110, chap.3.3.7

6.1 Front froid ou pseudo-front froid

6.2 Dépression subtropicale d’hiver ou cyclone de moyenne-troposphère d’hiver

6.3 Alizés d’hiver perturbés

6.4 Lignes de cisaillement

6.5 Cold surge

6.6 Tempête de sable

6.7 Les téléconnexions

sommaire général


Description synoptique :

• En hiver, certains thalwegs de haute troposphère des moyennes latitudes présentent une forte extension méridienne. Alors que la partie septentrionale du front froid poursuit sa course vers l’E. , l’extrémité méridionale progresse lentement vers l’équateur en perdant progressivement ses caractéristiques frontales (représentation en pseudo-front froid)

• Dans une telle situation, le thalweg de haute troposphère progresse souvent plus vite vers le sud que le pseudo-front froid

Flux schématique pour un front froid en frontolyse aux tropiques. Lignes de flux pour la haute tropo (trait tireté) pour basse tropo (trait plein).Source : D’après Met Office College

sommaire chap.6

6.1 Front froid : principales caractéristiques

Thalweg d’ouest de haute troposphère

équateur

W. E.

30°N

A

A

D

déplacement du pseudo-front froid

déplacementdu front froid

• Temps sensible associé :

-Dans le flux de sud chaud et humide qui s’installe bien avant le passage du front, les alizés marquent une ‘pause’ et la convection d’évolution diurne s’intensifie jour après jour.

- Puis, juste avant le passage du front, dans l’air chaud et humide (visible avec une hausse locale en tp’w), une ligne de convergence bien marquée dite ‘pré-frontale’ se développe fréquemment. Les cumuls de pluie peuvent alors atteindre 100 mm.

-Enfin, le front froid arrive avec une activité très variable mais le plus souvent faible (pseudo-front découplé de l’altitude) et à l’arrière des vents de NE se renforcent accompagné d’une chute des températures.

sommaire chap.6

6.1 Front froid :principales caractéristiques (1)

• Fréquence : 3 à 5 fois/mois aux Antilles, Réunion, et Polynésie Française

Traceur de la convection: - Z et θ sur 0.7 PVU pour visualiser les vitesses verticales qui se renforcent à

l’avant d’une intrusion d’air stratosphérique - divergence à 200 hPa et convergence à 925 hPa - repérer les zones de theta’w maximales vers 850 hPa

Scénarios d’évolution possible : -Si le thalweg de haute troposphère poursuit sa route vers le sud, il peut interagir avec la ZCIT qui se réactive.

-Parfois, à l’avant de ce thalweg, une large bande de nuages s’extrait de la ZCIT pour s’orienter parallèlement au flux de SO en s’étirant vers les moyennes latitudes.

sommaire chap.6

6.1 Front froid :principales caractéristiques (2)

sommaire chap.6

6.1 Front froid

sur les Antilles

Source : images du satellite GOES E. Météo-France

Source : Analyse Arpège, Météo-France

image satellite du 11/04/2001.Source : Météo-France

AA

L’affaiblissement temporaire de l’anticyclone des Mascareignes permet à un thalweg et son front froid associé de remonter jusqu’à l’archipel des Mascareignes. Ce front froid a donné de fortes pluies à la Réunion, entre 60 mm et 300 mm (sur le volcan) !

sommaire chap.6

6.1 Front froid sur La Réunion : situation du 11/04/2001

>intrusion d’air stratosphérique avec : - de la subsidence en amont (à l’arrière) de l’intrusion - un renforcement des ascendances en aval (à l’avant)

Z sur la surface 2 PVU + image vapeur d’eau du 09/04/03. Source : Météo-France

sommaire chap.6


> Convection renforcée en entrée gauche du JOST (nous sommes dans l’hémisphère sud !)Remarque : dès que le niveau 0.7 PVU sera disponible sous SYNERGIE, il faut regarder ce niveau qui permet de mieux repérer les déformations de la tropopause dynamiques

vitesse de vent seuillée à 40 kt sur la 2 PVU (CEP) image vapeur d’eau du 09/04/03 du satellite INSAT. Source : Météo-France.


D

Tahiti

Marquises

• Les fronts froids ne sont généralement pas actifs sur la Polynésie Française, sauf sur les Gambier et les Iles Australes, puisque les fronts ‘remontent’ vers les pôles, à l’Est de 140°W.• Sur Tahiti, et au NE de cette région, le front froid se matérialise juste par le passage d’une ligne de stratocumulus, avec parfois à l’avant le développement d’une ligne de convergence très instable

140°W

A

A

GambierAustrales

sommaire chap.6

6.1 Front froid sur la Polynésie Française : situation du 31/05/2000

Source :Météo-France

• Les fronts froids affectent l’île en hiver, de mi-mai à mi-septembre

• Un front froid peut produire des coups de vents d’ouest jusqu’à 60 km/h et de fortes pluies (100 mm/jour)

6.1 Front froid sur la Nouvelle-Calédonie

Source : Météo-France

chap 6.2 : dépression subtropicale

Ce front froid remonte jusqu’à 12°S, au sud de la Papouasie !

D

20°S

30°S

10°S

6.1 Front froid sur la Nouvelle-Calédoniesituation du 11/07/2005






6.5 Cold surge



sommaire général



Genèse :

• En hiver, en général, les fronts froids se déplacent vers le NE et s’éloignent des régions tropicales avant qu’aucun creusement n’ait le temps de s’effectuer.

• Cependant, si le thalweg de haute troposphère situé à l’arrière du front présente une forte extension méridienne, un creusement important peut se former en fond de thalweg jusqu’à des latitudes parfois très basses. • De plus, si en aval du flux, une dorsale à forte extension méridienne se développe et se prolonge jusqu’au nord du thalweg, un cut-off se créé et un système actif quasi-stationnaire se met en place. On parle alors communément de dépression subtropicale.

Pour résumer, les dépressions subtropicale d’hiver naissent de cut-off dont le pic d’intensité se situe en moyenne troposphère (400-600 hPa)

sommaire chap.6

Principales caractéristiques (1) • Circulation fermée entre 700 et 300 hPa; signatures faibles en surface et 200 hPa en début de vie• Noyau froid (bien que non représenté comme front froid) • Occurrence (hémisphère N.) : de novembre à janvier• Régions : -En Atlantique, entre 15°N-35°N et 30°W-60°W (SO des Açores), 1 à 2 par an, mais peuvent se produire partout -+ fréquent sur Pacifique entre 15-35°N et 175°E-140°W (~ Hawaï), appelés ‘cyclone Kona’ http://www.soest.hawaii.edu/MET/Faculty/businger/poster/KonaLow/


Schéma Conceptuel

Divergence représentée par +,convergence par –Source : d’aprèsRamage, 1971

http://www.soest.hawaii.edu/MET/Faculty/businger/poster/KonaLow/

Principales caractéristiques (2) :• Maximum de vent, entre 400 et 600 hPa, environ 500 km à l’avant (flanc Est) du centre du cyclone• Max. de convergence = 600 à 500 hPa• Divergence à 300 hPa et à 800 hPa (inversion des alizés présente !) • Maximum de pluie sur le flanc E. du cyclone (~ 500 km du centre). Ciel clair ou Cumulus isolé au centre.• En surface, en général, vent faible et gradient de pression relâché mais cela peut fortement varier au cours de la vie du système sommaire chap.6


Schéma Conceptuel


Principales caractéristiques (3) :• Durée de vie : plusieurs jours à plusieurs semaines !• Fort TP (i.e. air sec) et basse tropopause au centre du cyclone

• Grande variabilité de structure avec le temps : Le + souvent, la dépression subtropicale reste à noyau froid, mais comme le relâchement de chaleur latente détruit peu à peu le cœur froid du système, la dépression acquiert quelquefois un noyau chaud et développe un œil comme dans un cyclone. Le cas échéant, la pression en surface chute et les vents en surface peuvent devenir violents (force 8 à 10) !!

tropopause

sommaire chap.6


Schéma Conceptuel


04/12/05 à 18TUPmer +Image IR Météosat 7. Source : Météo-France

Cyclone Epsilon

ANIMATION

6.2 Dépression subtropicale d’hiver Exemple d’une dépression subtropicale ayant évolué en cyclone tropical

04/12/05 à 18TU :

Z sur 1.5 PVU en marron (<11000mgp) Ascendance à 600 hPa en bleu (une isoligne tous les 10.10-2Pa/s)Theta’w à 850 hPa >16°C : en jauneSource : Météo-France

ANIMATION

Bulletin de prévision d’Epsilon http://www.nhc.noaa.gov/archive/2005/tws/

Cyclone Epsilon

6.2 Dépression subtropicale d’hiverExemple d’une dépression subtropicale ayant évolué en cyclone tropical

http://www.nhc.noaa.gov/archive/2005/tws/

Z (rouge) + VV>0 (rose) sur 1.5 PVU vent > 40 kt sur 1.5 PVUImage vapeur d’eau

Analyse du 23/05/04 à 00 UTC

sommaire chap.6

6.2 Dépression subtropicale d’hiver Antilles : situation du 23/05/04


Z + VV>0 sur 1.5 PVU Wind > 40 kt sur 1.5 PVU Image vapeur d’eau

Cut-off

VV>0 en entrée droite du JOST et en aval du cut-off

Analyse du 23/05/04 à 18UTC

Cut-off

sommaire chap.6



Z + VV>0 sur 1.5 PVU Vent > 40 kt

VV >0 entrée droite du JOST et en aval du cut-off

Analyse du 23/05/04 à 18UTC

Cut-off

Cut-off

sommaire chap.6



Localisation de la convection dans la dépression subtropicale : • entrée droite du JOST • en aval du cut-off

Analyse Pmer + IR du 24/05/04 at 00UTC

1008 hPa

25°N

20°N

30°N

chap 6.3 : alizés d’hiver perturbés







6.5 Cold surge



sommaire général


O.E.

• Lorsqu’un thalweg de haute troposphère induit en surface un thalweg jusqu’à des latitudes très basses, il déforme les lignes de flux dans le régime d’alizés en forme de ‘V inversé’. Il faut souligner que ce thalweg se déplace à contre-flux, vers l’E., comme le thalweg de haute troposphère qui lui a donné naissance.

• Ce thalweg peut générer suffisamment de tourbillon relatif pour renforcer la convection

Thalweg dans les alizés

Thalweg de haute troposphère

Équateur

30°N Flux schématique pour un front froid en frontolyse aux tropiques. Lignes de flux pour la haute tropo (trait tireté) pour basse tropo (trait plein)Source : D’après Met Office College

sommaire chap.6

6.3 Alizés d’hiver perturbés = une onde d’ouest !

A

A

Thalweg dans les alizés

A

A

DThalweg dans les vents d’ouest.

sommaire chap.6

6.3 Alizés d’hiver perturbés : illustration en Guyane

Analyse d’une situation hivernale.

Ligne de flux à 700 hPa. Source : Météo-France

thalweg dans les alizés

A

A

Dthalweg de haute tropo.

Fortes pluies : 200 à 250 mm en 12h. sur la côte guyanaise !

Image Infra-Rouge. Source : Météo-France chap.6.4 : ligne de cisaillement

6.3 Alizés d’hiver perturbés : illustration en Guyane





6.5 Cold surge



sommaire général


Genèse d’une ligne de cisaillement (1) :Quand un front froid progresse vers les tropiques, l’air froid à l’arrière se modifie

progressivement en très basse troposphère au contact des eaux chaudes. De plus, la subsidence de grande échelle réchauffe les couches d’air situées dans les couches supérieures si bien que le front cesse d’exister en tant que ligne de discontinuité : vers 20° de latitude, la différence de température de surface et de point de rosée à travers le front est nulle ou faible.

20°N

25°N

sommaire chap.6

6.4 Ligne de cisaillement : genèse

Source :Atkinson, 71d’après Palmeret al.,55

Définition : une ligne de cisaillement se définit comme une ligne ou une bande étroite où le cisaillement horizontal de vent est maximal.cisaillement horizontal de vent est maximal.

Genèse d’une ligne de cisaillement (2) :

La condition favorable à la transformation d’un front froid en ligne de cisaillement plutôt qu’en simple frontolyse, se produit lorsque la dorsale à l’arrière du front s’intensifie en se déplaçant vers l’équateur comme c’est représenté sur la figure.

a b

c d

sommaire chap.6

6.4 Ligne de cisaillement : genèse

Source : D’après Met Office College

Caréctéristiques :

• Dans une ligne de cisaillement, les vestiges du front froid sont loin de perdre toute l’activité, et conserve au contraire un ‘temps sensible’ similaire à un front, notamment grâce à la présence de cisaillement cyclonique généré par de forts vents persistants. Ces derniers se situent juste à l’arrière des traces du front froid.

20°N

25°N

sommaire chap.6

6.4 Ligne de cisaillement : définition

Source :Atkinson, 71d’après Palmeret al.,55

• Durée de vie : Peut persister plusieurs jours, parfois plus

• Période et régions concernées : Toutes les régions tropicales pendant les mois d’hiver

• Déplacement : En général, la ligne se dirige lentement vers le sud (hémisphère nord) et pénètre jusqu’à 10° de latitude. Plus rarement, le flanc équatorial peut fusionner avec la ZCIT et si cette dernière est située dans l’autre hémisphère, la ligne de cisaillement peut même traverser l’équateur. • Temps sensible associé : Bande étroite de nuages convectifs avec des stades de développement très variable. Le sommet des nuages n’est généralement pas très haut (3 à 4,5 km environ) bien qu’un cumulonimbus isolé n’est jamais à exclure. Le temps commence à se détériorer dans les vents faibles juste à l’avant de la ligne de cisaillement et les conditions météos peuvent rester mauvaises tout le long de cet axe avec des nuages bas, une mauvaise visibilité et de fortes pluies.

sommaire chap.6

6.4 Ligne de cisaillement : principales caractéristiques

• Suivi - lignes de flux, vitesse de vent, tourbillon en basse troposphère et/ou en surface- l’image satellite permet l’identification et facilite le suivi des lignes de cisaillement

• Prévisionnistes, attention ! L’activité peut croître et décroître si bien qu’il ne faut jamais supprimer une ligne de cisaillement en se basant sur une seule analyse ou image satellite sans avoir auparavant bien vérifié que l’anticyclone faiblit ou s’éloigne.

Ligne de flux (trait continu) et isotaches en kt (trait tireté) en surface associées à une ligne de cisaillement dans une zone océanique tropicale Source : Atkinson, 1971, d’après Palmer et al., 1955

chap.6.5 Cold surge

6.4 Ligne de cisaillement : prévision





6.5 Cold surge



sommaire général


• Un ‘cold surge’ est un phénomène hivernal d’échelle synoptique, qui correspond à une expulsion d’air froid des moyennes latitudes vers les tropiques. Le réservoir d’air froid dans les basses couches se forme par refroidissement radiatif sur les continents (anticyclone thermique).

• L’expulsion d’air froid est appelé ‘cold surge’ lorsque l’événement poursuit sa course au sud de 40° de latitude.

Analyse en surfacele 08/01/83, 12TU.Ligne continu pour les isobares, en trait tiretépour les isotaches (m/s)Source : Li et Ding, 1989and from Monsoons over China, chap.2, p.165.

50°

40°

30°

A

A

Coldsurge

sommaire chap.6

6.5 Cold surge : Définition

50°

40°

30°

A

A

Coldsurge

• Les ‘cold surge’ se produisent en hiver, lorsque les perturbations des moyennes latitudes pénètrent très bas en latitude et génèrent un gradient méridien de pression en basse troposphère assez fort pour expulser l’air froid vers les tropiques.

• 65% des événements ‘cold surge’ s’observent sur le SE de l’Asie; les autres cas s’observent au Mexique et sur le Nord de l’Océan Indien.

sommaire chap.6

6.5 Cold surge : Définition

Analyse en surfacele 08/01/83, 12TU.Ligne continu pour les isobares, en trait tiretépour les isotaches (m/s)Source : Li et Ding, 1989and from Monsoons over China, chap.2, p.165.

• Phase 1 : genèse d’un ‘cold surge’ sur l’E. de l’Asie

-cyclogénèse sur l’E. de la Mer de Chine et simultanément renforcement de l’anticyclone sur le centre de la Chine.

-en résulte une hausse du gradient de pression et l’air froid en basse troposphèrebasse troposphère est ainsi expulsé de l’anticyclone : naissance du ‘cold surge’.

-Rôle du relief : comme l’air froid de basse troposphère ne peut franchir l’Himalaya, il s’accumule dans un 1er temps avant d’être expulsé à l’E. de de 90°E lorsque le relief s’adoucit

A

D

90°E

Coldsurge

Schéma conceptuel de la genèse d’un ‘cold surge’. Source : Chang, 1983 and from Monsoons over China, chap.2, p.136

sommaire chap.6

6.5 Cold surge : illustration sur l’Est de l’Asie

Phase 2 : propagation du ‘cold surge’ vers le sud divisée en 2 temps

1) Dans un 1er temps (fig. de gauche), une onde de gravité synoptique se propage vers le sud à ~ 40 m/s associée à une hausse subite de la pression de surfacehausse subite de la pression de surface. Synoptiquement, pas de changement de temps associé.

2) Le 2nd temps (fig. de droite) est caractérisé par une chute du point de roséechute du point de rosée qui correspond au passage du front froid (vitesse ~ 10 m/s) en surface. Fortes pluies associées sur la région Malaisie-Indonésie.

sommaire chap.6

A gauche : onde de gravité synoptique A droite : front froid


Source : Chang, 1983 and from Monsoons over China, chap.2, p.136

Ligne de flux (trait plein) et isotherme (tireté) à 900 hPa le a) 10 dec. b) 11 dec. C) 12dec.

• L’accélération des vents de NEpeut être associée aux passages successifs de l’onde gravité puisdu front froid :-~ 20/30 kt sur N. Mer de Chine-~ 30/40 kt sur S. Mer de Chine

• Les vents les + forts s’observent à 900/950 hPa, juste au-dessus de la couche limite

a)a) b)

c)

chap.6.6 Tempête de sable


Lignes de flux et isotherme (°C) à 900 hPa le 11/12/78 à 12TU. Les observations proviennent d’îles, de dropsondes et d’un vol d’avion. Source : Johnson et Zimmerman, 1986





6.5 Cold surge


6.7 Influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique N.

sommaire général


Source : images du MODIS (spectroradiomètre avec 1 km par pixel)image gauche : couleur naturelle image droite : température

Le sable en suspension refroidit l’atmosphère (30°c de moins que le désert environnant )

Égypte

Soudan

Nil

sommaire chap.6

6.6 Tempête de sable: au Soudan le 27/12/2004

Définition :

Vents forts et persistants, capables de soulever une grande quantité de particules sèches et opaques, à l’origine d’une réduction sévère de la visibilité (< 1000 m)

-Au Soudan et en Lybie, ils sont appelés ‘Haboobs’- Au Moyen-Orient (Irak, Arabie Saoudite),

ils sont appelés ‘Shamal’

sommaire chap.6


1) instabilité atmosphérique avec proximité d’un Cb, par exemple à l’avant d’une ligne de grain

-de mai à août -de courte durée et localisée, largeur de 10-80km

2) hausse du gradient méridien de pression à grande échelle- de mai à début août lorsque le flux de mousson remonte vers le nord.- étendu spatialement et souffle sur de longues périodes

3) associé à un front froid et à un fort gradient de pression dirigé vers le sud -de février à mai au passage de dépressions méditerranéennes, 2 à 3 fois par mois -étendu spatialement et souffle sur de longues périodes (24-36 h)

Statistiques sur Soudan Central : 20 tempêtes par an, + de 70% sont de type 1) ou 2)

Sur Moyen-Orient : tempête de type 3) essentiellement

3 situations synoptiques favorables au Soudan-Lybie:

sommaire chap.6


Source : Images du MODIS. Couleur naturelle

Panache épais de sable soufflant sur la Mer Rouge

Cette tempête de sable est liée à des forts vents de NO qui ont soufflé pendant 24 à 36 h après le passage d’un front froid

Ces tempêtes de sable affectent aussi sévèrement la région du Darfour et du Soudan et le satellite MSG, avec sa capacité d’observer ces phénomènes dans la région avec une fréquence de 15 mn, joue un rôle essentiel auprès des Nations Unies pour coordonner leurs actions. chap 6.7 : influence des moyennes latitudes

sur la convection tropicale

6.6 Tempête de sable : sur la Mer Rouge le 30/06/2003





6.5 Cold surge



sommaire général


Définition :

• Les téléconnexions traduisent les interactions de l’atmosphère entre les tropiques et les moyennes latitudes :

-dans le sens moyennes latitudes/tropiques, ces interactions sont associées à une propagation de l’énergie des ondes de Rossby des moyennes latitudes vers l’équateur;

- dans le sens tropiques/moyennes latitudes, ces interactions sont associées à une propagation de l’énergie des ondes de Rossby équatoriales vers les pôles.

• Les phénomènes météos associés aux téléconnexions se manifestent aussi bien à l’échelle synoptique (cf. paragraphe 6.7.4 avec les ‘cold surge’ asiatiques influençant la convection sur le Pacifique) qu’à l’échelle planétaire (cf. paragraphe 6.7.2 avec El Nino).

6.7 Les téléconnexions Définition

6.7.1 Théorie

6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales (1 cas de piégeage et 1 cas de propagation)

6.7.3 Ondes de Rossby des moyennes latitudes (cas de propagation)

6.7.4 Illustration d’un mécanisme de téléconnexion : influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique Nord en hiver


Définition :

• Les téléconnexions traduisent les interactions de l’atmosphère entre les tropiques et les moyennes latitudes :

-dans le sens moyennes latitudes/tropiques, ces interactions sont associées à une propagation de l’énergie des ondes de Rossby des moyennes latitudes vers l’équateur;

- dans le sens tropiques/moyennes latitudes, ces interactions sont associées à une propagation de l’énergie des ondes de Rossby équatoriales vers les pôles.

• Les phénomènes météos associés aux téléconnexions se manifestent aussi bien à l’échelle synoptique (cf. paragraphe 6.7.4 avec les ‘cold surge’ asiatiques influençant la convection sur le Pacifique) qu’à l’échelle planétaire (cf. paragraphe 6.7.2 avec El Niño).

6.7 Les téléconnexions Définition


6.7.1 Théorie

6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales : cas de piégeage (modèle de Gill) et cas de propagation

6.7.3 Ondes de Rossby des moyennes latitudes : cas de propagation


GkUU C

2

0 β= cst pour une latitude donnée

G= cst pour une lat. et une épaisseur de fluide h donnésk= nombre d’onde zonal

Cas 1 :

• Exemples de situations sous les tropiques avec des vents d’ouest < Uc : - en haute tropo., sur le Pacifique Central (vers 180°) pendant un événement El Niño ;

Cas 1 : les ondes de Rossby barotropes stationnaires⋆ sont capables de propager leur énergie (Cgx ≠ 0 et Cgy ≠ 0) sur de grandes distances horizontales à condition que le flux de haute troposphère (et de basse strato) soit d’ouest (U>0) et inférieur à une valeur critique (U<Uc).

⋆ Onde stationnaire, i.e., vitesse de phase nulle = les dorsales et thalwegs sont immobiles alors que l’énergie (vitesse de groupe) peut se propager

0)(2 2/1212 GkU

kUCgy

: l’énergie des ondes de Rossby se propage méridiennement

02 122 kUCgx : l’énergie des ondes de Rossby se propage zonalement-

-

6.7.1 Théorie des Téléconnexions Cas de propagation d’énergie (cas 1)

: l’énergie des ondes de Rossby est piégée méridiennement et zonalement

0 gygx CC

0U cUU (vent d’ouest trop fort) (vent d’est) OU Cas 2 :

• Dans la bande intertropicale, en haute troposphère, on observe plus souvent des vents d’est (cas 2) que des vents d’ouest <Uc (cas 1) ce qui explique que l’énergie des ondes de Rossby équatoriales soit généralement piégée.

• Ce cas 2 constitue la base théorique du « modèle de Gill » développé dans le paragraphe suivant.

Cas 2 : Les ondes de Rossby barotropes stationnaires sont incapables de propager leur énergie (Cgx = Cgy = 0) lorsque les vents en haute troposphère (et de basse strato) sont d’est ou supérieurs à une valeur critique (U>Uc).

6.7.1 Théorie des Téléconnexions Cas d’énergie piégée (cas 2)

6.7.1 Théorie





Cette figure présente la réponse de l’atmosphère à un chauffage de la troposphère équatoriale en présence de faibles vents d’est en haute troposphère sur l’Indonésie (U= -10 m/s = l’énergie est piégée) :

– apparition d’une onde de Kelvin piégée à l’équateur – apparition de deux ondes de Rossby piégées vers 10° (une au NO et une au SO du forçage initial)

vent en haute troposphèrecréé par chauffage de la ZCITvent en haute troposphèrecréé par chauffage de la ZCIT

H

HB H

6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales Cas de piégeage d’énergie (année climatique normale) : le « modèle de Gill »

Source : Lau et Lim, 1984

vent en haute troposphèrecréé par chauffage de la ZCITvent en haute troposphèrecréé par chauffage de la ZCIT

H

HB H


- L’anomalie de température générée par le chauffage de la ZCIT est piégée à l’équateur (Cgy = 0) si bien que la circulation de Walker reste confinée le long de l’équateur (état climatique le plus fréquent sous les tropiques).

- Le pôle majeur de convection profonde situé sur l’Indonésie ne se déplace pas non plus le long de l’équateur (Cgx = 0).

6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales Cas de piégeage d’énergie (année climatique normale) : le « modèle de Gill »

Réponse de l’atmosphère à un chauffage de la troposphère équatoriale en présence d’un flux d’ouest en haute troposphère vers 180° (U = +10 m/s < Uc = l’énergie se propage) :

– apparition d’une onde de Kelvin piégée à l’équateur – apparition de deux ondes de Rossby qui se propagent de l’équateur jusqu’à 60°N

(une au NO et une au SO du forçage initial)

vent en haute troposphèrecréé par chauffage de la ZCIT

B H

H

H

6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales cas de propagation d’énergie (années El Niño)


- L’anomalie de température générée par le chauffage de la ZCIT se propage jusqu’aux moyennes latitudes (60° environ) : la circulation de Walker n’est plus piégée dans la bande tropicale .

- En savoir plus sur la propagation de l’énergie des ondes de Rossby : à l’équateur : à 30° de lat. : à 60° de lat.

B H

H

H

vent en haute troposphèrecréé par chauffage de la ZCIT


6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales cas de propagation d’énergie (années El Niño)

- Pendant un événement El Nino, comme la circulation de Walker n’est plus piégée, les répercussions d’El Niño (RR et T) ne se limitent pas à la bande intertropicale mais jusqu’à 60° de latitude.

6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales Cas de propagation d’énergie (années El Niño)

: impact en RR et T

Sources : d’après Ropelewski et Halpert, 1987 et 1989


6.7.1 Théorie




Situation du 05/03/2005 :

Canal de vent d’ouest sur le PacifiqueCentral Équatorial en hiver boréal.Vent >30kt à 200 hPa.Source : Météo-France

Ce canal de vent d’ouest <Ucfavorise la propagation vers l’équateur des ondes deRossby voyageant dans le JOST de l’hémisphère Nord.Ces trains d’ondes successifs(thalweg-dorsale) vont alors périodiquement modulerl’activité de la ZCIT sur le Pacifique Central.

équateur

JOST

6.7.3 Ondes de Rossby des moyennes latitudesCas de propagation vers l’équateur

Observations à 200 hPa

Observations à 200 hPa sur le Pacifique Central en Décembre-Janvier-Février (période 79-95) :

-Anomalies de fonction de courant (d=dépression / a=anticyclone) et d’OLR filtrées sur la période 6-30 jours

-Canal de propagation des ondes de Rossby repéré par la flèche en trait noir épais continu.

-Anomalie d’OLR <-10 W/m2 (= convection profonde) repérée par un cercle en trait épais noir

Commentaire de la figure :En hiver, les ondes de Rossby voyageant dans le JOSTplongent périodiquement (T=6-30 j.) vers l’équateur ce qui va réactiver la convection de la ZCIT vers 10°N-140°W à échelle intrasaisonnière (T=6-30 j.)

d

d

d

d

a

a

a

aa

aa

d

JOST

JOST

JOST

JOST

6.7.3 Ondes de Rossby des moyennes latitudes :

Structure ‘moyenne’ en hiver sur le Pacifique Central

Source : Matthews et Kiladis, 2000


6.7.1 Théorie




30°N30°N

Schéma conceptuel montrant la séquence d’événements décrivant les interactions entre moyennes latitudes et Océan Pacifique Tropical. Source : Slingo, 98.

1) ‘Cold surge’ en basse troposphère à 110°E généré par le renforcement concomitant de l’anticyclone sibérien et d’une dépression sur la côte E. asiatique

2) Ce ‘cold surge’ va renforcer la convection sur le ‘continent maritime’ (vers 110°E) qui à son tour intensifie localement la circulation de Hadley ….

3) … qui interagit ensuite avec les moyennes latitudes en accélérant le JOST sur l’E. de l’Asie

sommaire chap.6

6.7.4 Influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique Nord en hiver

30°N30°N

Rappel -Les vents d’Est de haute troposphère généralement observés entre 15°N-15°S interdisent toute propagation des ondes de Rossby

-A l’opposé, le JOST et les vents d’O. de haute troposphère observés sur le Pacifique Est

Tropical favorisent leur propagation

4) L’extension vers l’E. du JOST (considéré comme un guide d’onde de Rossby) favorise l’amplification des ondes de Rossby

5) Le train d’ondes de Rossby va voyager dans les vents d’ouest jusqu’à l’équateur et renforce 3-4 jours plus tard la convection sur le Pacifique Equatorial Est (vers 210°E). sommaire chap.6


Source : Slingo, 98

30°N30°N

6) Le dernier maillon de la chaîne est l’excitation d’une onde d’est équatoriale due au renforcement de la convection sur le Pacifique Est. Cette onde se propageant à 7m/s ~ contribue à son tour à intensifier la convection sur le Pacifique O., et peut si la phase est correcte, interagir avec le ‘cold surge’ suivant.Un tel scénario (Meehl et al. 96) peut générer des phénomènes atmosphériques violents comme des cyclones tropicaux et leurs coups de vents d’ouest associés (WWB).

sommaire chap.6 chap.7 : El Nino


Source : Slingo, 98

Vitesse de propagation méridienne de l’énergie (Cgy) des ondes de Rossby stationnaires en fonction du nombre d’onde zonal k et du vent zonal U à l’équateur. Unité en m/s.

GkUU C

2

0Cas 1 :

Cas 2: cUU

(Vent d’Ouest trop fort)

Ligne de valeurs critiques de vent zonal (Uc)

k

- A l’équateur, l’énergie de toute onde de Rossby peut se propager vers les pôles (Cgy max de 72 m/s pour k=16) à condition que les vents soient d’ouest et inférieurs Uc.

Annexe sur la théorie des téléconnexions propagation de l’énergie à l’équateur



Cas 1 :

GkUU C

2

0

- A 30°, la propagation méridienne d’énergie des ondes de Rossby est moins efficace et plus restrictive : Cgy maximum de 17 m/s pour les ondes de Rossby de longueur d’onde zonale k=6 ou 7 ( i.e. d’échelle intrasaisonnier, période de 10-15 jours)

k

Annexe sur la théorie des téléconnexions propagation de l’énergie à 30° de latitude


Cas 2: cUU (Vent d’ouest trop fort)



Cas 1 :

GkUU C

2

0

• Etude de la propagation d’énergie des Ondes de Rossby équatoriales : La ZCIT génère des ondes de Rossby équatoriales qui vont, au cours de leur déplacement vers les pôles, être filtrées par effet β (k = 6 ou 7 favorisées). L’énergie des ondes d’échelle synoptique (k >13) va être réfléchie vers l’équateur avec une latitude critique déterminée par U et β.

k




Cas 1 :

GkUU C

2

0

• Étude de la propagation d’énergie des ondes de Rossby nées aux moyennes latitudes : Certaines ondes de Rossby (de préférence d’échelle intrasaisonnière ; k= 6 ou 7) voyageant le long du JOST peuvent se propager vers l’équateur au niveau du Pacifique Central et de l’Atlantique Central grâce au couloir de vent d’ouest observé en haute tropo.

k




k


Cas 1 :

CUU


- A 60°, la propagation d’énergie vers les pôles est très restrictive (Cgy max. de 5 m/s avec k=2). - A 60°, quasiment toutes les ondes de Rossby stationnaires qui ont été forcées à l’équateur par la convection ont été filtrées par effet β et leurs énergies ont été réfléchies vers l’équateur.

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Bibliographie chap.6 (1/2)

-Atkinson, G. D. 1971 : Forecaster guide to tropical meteorology. Rapport technique 240,U.S. Air Weather Service.

- Chang, C. P. , Millard, J. E.,Chen, G.T. J., 1983 :’Gravitationnal character of cold surges during winter MONEX’. Mon. Wea. Rev., Vol.111, p.293-307

- Ding Yihui, 1994 : ‘Monsoons over China’. Kluwer Academic Publishers, 419 p.

- Johnson, R. H. and J. R. Zimmerman, 1986 : Modification of the boundary layer over the South China Sea during a winter MONEX cold surge event. Mon. Wea. Rev., Vol.114, p.2004-2005

- Lau, K.-M., and H. Lim, 1984 :’ On the dynamics of equatorial forcing of climate teleconnections’.J. of the Atm. Sci., Vol.41, p.161-176.

- Li, C. and Ding, Y. H., 1989 :’A diagnostic study of an explosively deepening oceanic cyclone over the northwest Pacific Ocean’. Acta Meteorological Sinica, Vol.47, p.180-190

- Malardel S. , 2005 : ‘Fondamentaux de Météorologie : à l’école du temps’. Cépadues Editions, 708 p.

- Matthews, A. J. and G. N. Kiladis, 2000 : ‘ A model of Rossby waves linked to submonthly convection over the Eastern Tropical Pacific’. J. of the Atm. Sci., Vol.57, p. 3785-3798

-Meteorological Office College, FitzRoy Road, Exeter, Devon –Courses Note : Introduction to tropical Meteorology

- Palmer, C. E., C.W. Wise, L. J. Stempson et G. H. Duncan, 1955 : The practical aspect of tropical meteorology. AWS Manual, Vol.1, p. 105-148

Bibliographie chap.6 (2/2)

- Ramage, C. S., 1971 : Monsoon Meteorology. Academic Press, New York and London, 296 p.

- Ropelewski C. F. et Halpert M. S., 1987 : ‘Global and Regional scale précipitations and temperature patterns associated with El Nino/Southern Oscillation’. Mon. Wea. Rev., Vol. 115, p. 1606-1626

- Ropelewski C. F. et Halpert M. S., 1989 : ‘Précipitations patterns associated with the high index of the Southern Oscillation’. J. Clim, Vol.2, p.268-284

- Slingo, J. M., 1998 : ‘Extratropical forcing of tropical convection in a northern winter simulation with the UGAMP GCM’. Quarterly Journal of the Royal Met. Soc., Vol.124, p.27-51

Plan 1. Les différentes échelles de latmosphère 2. Sources dénergies nécessaires à la...

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