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Plan 1. Les différentes échelles de latmosphère 2. Sources dénergies nécessaires à la formation des ondes équatoriales et des perturbations tropicales.

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1 Plan 1. Les différentes échelles de latmosphère 2. Sources dénergies nécessaires à la formation des ondes équatoriales et des perturbations tropicales 3. Climats tropicaux déchelle régionale 4. Ondes équatoriales piégées et oscillations déchelle planétaire (MJO,QBO) 5. Modèles conceptuels de perturbations tropicales déchelle synoptique de lhémisphère dété 6. Interactions entre tropiques et moyennes latitudes 7. El Niño

2 Introduction : - Les interactions entre tropiques et moyennes latitudes seffectuent en toutes saisons, mais ces échanges sont facilités dans lhémisphère dhiver grâce à lintensification et le déplacement vers léquateur du Jet dOuest 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 lobjet 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 donde de Rossby (RWB). Ce sujet a été en partie traité au chapitre 5.2 sommaire général Chap. 6 Interactions entre tropiques et moyennes latitudes

3 Chap 6. Interactions entre tropiques et moyennes latitudes Un traceur de ces interactions : la tropopause dynamique tropicale Les zones dinteractions 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 dozone : - 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 dozone (pointillé noir) + couche moyenne en DJF comprise entre 1.5 et 2 PVU (magenta). Source : Malardel, 2005, p.110, chap.3.3.7

4 6.1 Front froid ou pseudo-front froid 6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone de moyenne-troposphère dhiver 6.3 Alizés dhiver perturbés 6.4 Lignes de cisaillement 6.5 Cold surge 6.6 Tempête de sable 6.7 Les téléconnexions sommaire général Chap. 6 Interactions entre tropiques et moyennes latitudes

5 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 lE., lextrémité méridionale progresse lentement vers léquateur 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 : Daprès Met Office College sommaire chap Front froid : principales caractéristiques Thalweg douest de haute troposphère équateur W. E. 30°N A A D déplacement du pseudo-front froid déplacement du front froid

6 Temps sensible associé : -Dans le flux de sud chaud et humide qui sinstalle bien avant le passage du front, les alizés marquent une pause et la convection dévolution diurne sintensifie jour après jour. - Puis, juste avant le passage du front, dans lair chaud et humide (visible avec une hausse locale en tpw), 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 laltitude) et à larrière des vents de NE se renforcent accompagné dune chute des températures. sommaire chap Front froid : principales caractéristiques (1)

7 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 lavant dune intrusion dair stratosphérique - divergence à 200 hPa et convergence à 925 hPa - repérer les zones de thetaw maximales vers 850 hPa Scénarios dévolution possible : -Si le thalweg de haute troposphère poursuit sa route vers le sud, il peut interagir avec la ZCIT qui se réactive. -Parfois, à lavant de ce thalweg, une large bande de nuages sextrait de la ZCIT pour sorienter parallèlement au flux de SO en sétirant vers les moyennes latitudes. sommaire chap Front froid : principales caractéristiques (2)

8 sommaire chap Front froid sur les Antilles Source : images du satellite GOES E. Météo-France Source : Analyse Arpège, Météo-France

9 image satellite du 11/04/2001. Source : Météo-France A A Laffaiblissement temporaire de lanticyclone des Mascareignes permet à un thalweg et son front froid associé de remonter jusquà larchipel des Mascareignes. Ce front froid a donné de fortes pluies à la Réunion, entre 60 mm et 300 mm (sur le volcan) ! sommaire chap Front froid sur La Réunion : situation du 11/04/2001

10 >intrusion dair stratosphérique avec : - de la subsidence en amont (à larrière) de lintrusion - un renforcement des ascendances en aval (à lavant) Z sur la surface 2 PVU + image vapeur deau du 09/04/03. Source : Météo-France sommaire chap Front froid sur La Réunion : situation du 09/04/2003

11 > Convection renforcée en entrée gauche du JOST (nous sommes dans lhémisphère 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 deau du 09/04/03 du satellite INSAT. Source : Météo-France. 6.1 Front froid sur La Réunion : situation du 09/04/2003

12 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 lEst de 140°W. Sur Tahiti, et au NE de cette région, le front froid se matérialise juste par le passage dune ligne de stratocumulus, avec parfois à lavant le développement dune ligne de convergence très instable 140°W A A Gambier Australes sommaire chap Front froid sur la Polynésie Française : situation du 31/05/2000 Source : Météo-France

13 Les fronts froids affectent lîle en hiver, de mi-mai à mi-septembre Un front froid peut produire des coups de vents douest jusquà 60 km/h et de fortes pluies (100 mm/jour) 6.1 Front froid sur la Nouvelle-Calédonie Source : Météo-France

14 chap 6.2 : dépression subtropicale Ce front froid remonte jusquà 12°S, au sud de la Papouasie ! D 20°S 30°S 10°S 6.1 Front froid sur la Nouvelle-Calédonie situation du 11/07/2005 Source : Météo-France

15 6.1 Front froid ou pseudo-front froid 6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone de moyenne-troposphère dhiver 6.3 Alizés dhiver perturbés 6.4 Lignes de cisaillement 6.5 Cold surge 6.6 Tempête de sable 6.7 Les téléconnexions sommaire général Chap. 6 Interactions entre tropiques et moyennes latitudes

16 6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone de moyenne-troposphère dhiver Genèse : En hiver, en général, les fronts froids se déplacent vers le NE et séloignent des régions tropicales avant quaucun creusement nait le temps de seffectuer. Cependant, si le thalweg de haute troposphère situé à larrière du front présente une forte extension méridienne, un creusement important peut se former en fond de thalweg jusquà des latitudes parfois très basses. De plus, si en aval du flux, une dorsale à forte extension méridienne se développe et se prolonge jusquau 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 dhiver naissent de cut-off dont le pic dintensité se situe en moyenne troposphère ( hPa) sommaire chap.6

17 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 6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone de moyenne-troposphère dhiver Schéma Conceptuel Divergence représentée par +, convergence par – Source : daprès Ramage, 1971

18 Principales caractéristiques (2) : Maximum de vent, entre 400 et 600 hPa, environ 500 km à lavant (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 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone de moyenne-troposphère dhiver Schéma Conceptuel Divergence représentée par +, convergence par – Source : daprès Ramage, 1971

19 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 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone de moyenne-troposphère dhiver Schéma Conceptuel Divergence représentée par +, convergence par – Source : daprès Ramage, 1971

20 04/12/05 à 18TU Pmer + Image IR Météosat 7. Source : Météo-France Cyclone Epsilon ANIMATION 6.2 Dépression subtropicale dhiver Exemple dune dépression subtropicale ayant évolué en cyclone tropical

21 04/12/05 à 18TU : Z sur 1.5 PVU en marron (<11000mgp) Ascendance à 600 hPa en bleu (une isoligne tous les Pa/s) Thetaw à 850 hPa >16°C : en jaune Source : Météo-France ANIMATION Bulletin de prévision dEpsilon Cyclone Epsilon 6.2 Dépression subtropicale dhiver Exemple dune dépression subtropicale ayant évolué en cyclone tropical

22 Z (rouge) + VV>0 (rose) sur 1.5 PVU vent > 40 kt sur 1.5 PVU Image vapeur deau Analyse du 23/05/04 à 00 UTC sommaire chap Dépression subtropicale dhiver Antilles : situation du 23/05/04 Source : Météo-France

23 Z + VV>0 sur 1.5 PVU Wind > 40 kt sur 1.5 PVU Image vapeur deau 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 Dépression subtropicale dhiver Antilles : situation du 23/05/04 Source : Météo-France

24 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 sommaire chap Dépression subtropicale dhiver Antilles : situation du 23/05/04 Source : Météo-France

25 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 dhiver perturbés 6.2 Dépression subtropicale dhiver Antilles : situation du 23/05/04 Source : Météo-France

26 6.1 Front froid ou pseudo-front froid 6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone de moyenne-troposphère dhiver 6.3 Alizés dhiver perturbés 6.4 Lignes de cisaillement 6.5 Cold surge 6.6 Tempête de sable 6.7 Les téléconnexions sommaire général Chap. 6 Interactions entre tropiques et moyennes latitudes

27 O. E. Lorsquun thalweg de haute troposphère induit en surface un thalweg jusquà des latitudes très basses, il déforme les lignes de flux dans le régime dalizés en forme de V inversé. Il faut souligner que ce thalweg se déplace à contre-flux, vers lE., 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 : Daprès Met Office College sommaire chap Alizés dhiver perturbés = une onde douest ! A A

28 Thalweg dans les alizés A A D Thalweg dans les vents douest. sommaire chap Alizés dhiver perturbés : illustration en Guyane Analyse dune situation hivernale. Ligne de flux à 700 hPa. Source : Météo-France

29 thalweg dans les alizés A A D thalweg 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 dhiver perturbés : illustration en Guyane

30 6.1 Front froid ou pseudo-front froid 6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone de moyenne-troposphère dhiver 6.3 Alizés dhiver perturbés 6.4 Lignes de cisaillement 6.5 Cold surge 6.6 Tempête de sable 6.7 Les téléconnexions sommaire général Chap. 6 Interactions entre tropiques et moyennes latitudes

31 Genèse dune ligne de cisaillement (1) : Quand un front froid progresse vers les tropiques, lair froid à larrière se modifie progressivement en très basse troposphère au contact des eaux chaudes. De plus, la subsidence de grande échelle réchauffe les couches dair situées dans les couches supérieures si bien que le front cesse dexister 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 Ligne de cisaillement : genèse Source : Atkinson, 71 daprès Palmer et al.,55 cisaillement horizontal de vent est maximal. Définition : une ligne de cisaillement se définit comme une ligne ou une bande étroite où le cisaillement horizontal de vent est maximal.

32 Genèse dune ligne de cisaillement (2) : La condition favorable à la transformation dun front froid en ligne de cisaillement plutôt quen simple frontolyse, se produit lorsque la dorsale à larrière du front sintensifie en se déplaçant vers léquateur comme cest représenté sur la figure. ab cd sommaire chap Ligne de cisaillement : genèse Source : Daprès Met Office College

33 Caréctéristiques : Dans une ligne de cisaillement, les vestiges du front froid sont loin de perdre toute lactivité, 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 larrière des traces du front froid. 20°N 25°N sommaire chap Ligne de cisaillement : définition Source : Atkinson, 71 daprès Palmer et al.,55

34 Durée de vie : Peut persister plusieurs jours, parfois plus Période et régions concernées : Toutes les régions tropicales pendant les mois dhiver Déplacement : En général, la ligne se dirige lentement vers le sud (hémisphère nord) et pénètre jusquà 10° de latitude. Plus rarement, le flanc équatorial peut fusionner avec la ZCIT et si cette dernière est située dans lautre hémisphère, la ligne de cisaillement peut même traverser léquateur. Temps sensible associé : Bande étroite de nuages convectifs avec des stades de développement très variable. Le sommet des nuages nest généralement pas très haut (3 à 4,5 km environ) bien quun cumulonimbus isolé nest jamais à exclure. Le temps commence à se détériorer dans les vents faibles juste à lavant 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 Ligne de cisaillement : principales caractéristiques

35 Suivi - lignes de flux, vitesse de vent, tourbillon en basse troposphère et/ou en surface - limage satellite permet lidentification et facilite le suivi des lignes de cisaillement Prévisionnistes, attention ! Lactivité peut croître et décroître si bien quil ne faut jamais supprimer une ligne de cisaillement en se basant sur une seule analyse ou image satellite sans avoir auparavant bien vérifié que lanticyclone faiblit ou séloigne. 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, daprès Palmer et al., 1955 chap.6.5 Cold surge 6.4 Ligne de cisaillement : prévision

36 6.1 Front froid ou pseudo-front froid 6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone de moyenne-troposphère dhiver 6.3 Alizés dhiver perturbés 6.4 Lignes de cisaillement 6.5 Cold surge 6.6 Tempête de sable 6.7 Les téléconnexions sommaire général Chap. 6 Interactions entre tropiques et moyennes latitudes

37 Un cold surge est un phénomène hivernal déchelle synoptique, qui correspond à une expulsion dair froid des moyennes latitudes vers les tropiques. Le réservoir dair froid dans les basses couches se forme par refroidissement radiatif sur les continents (anticyclone thermique). Lexpulsion dair froid est appelé cold surge lorsque lévénement poursuit sa course au sud de 40° de latitude. Analyse en surface le 08/01/83, 12TU. Ligne continu pour les isobares, en trait tireté pour les isotaches (m/s) Source : Li et Ding, 1989 and from Monsoons over China, chap.2, p ° 40° 30 ° A A Cold surge sommaire chap Cold surge : Définition

38 50° 40° 30 ° A A Cold surge 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 lair froid vers les tropiques. 65% des événements cold surge sobservent sur le SE de lAsie; les autres cas sobservent au Mexique et sur le Nord de lOcéan Indien. sommaire chap Cold surge : Définition Analyse en surface le 08/01/83, 12TU. Ligne continu pour les isobares, en trait tireté pour les isotaches (m/s) Source : Li et Ding, 1989 and from Monsoons over China, chap.2, p.165.

39 Phase 1 : genèse dun cold surge sur lE. de lAsie -cyclogénèse sur lE. de la Mer de Chine et simultanément renforcement de lanticyclone sur le centre de la Chine. basse troposphère -en résulte une hausse du gradient de pression et lair froid en basse troposphère est ainsi expulsé de lanticyclone : naissance du cold surge. -Rôle du relief : comme lair froid de basse troposphère ne peut franchir lHimalaya, il saccumule dans un 1 er temps avant dêtre expulsé à lE. de de 90°E lorsque le relief sadoucit A D 90°E Cold surge Schéma conceptuel de la genèse dun cold surge. Source : Chang, 1983 and from Monsoons over China, chap.2, p.136 sommaire chap Cold surge : illustration sur lEst de lAsie

40 Phase 2 : propagation du cold surge vers le sud divisée en 2 temps hausse subite de la pression de surface 1) Dans un 1 er 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 surface. Synoptiquement, pas de changement de temps associé. chute du point de rosée 2) L e 2 nd temps (fig. de droite) est caractérisé par une chute 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 6.5 Cold surge : illustration sur lEst de lAsie Source : Chang, 1983 and from Monsoons over China, chap.2, p.136

41 Ligne de flux (trait plein) et isotherme (tireté) à 900 hPa le a) 10 dec. b) 11 dec. C) 12dec. Laccélération des vents de NE peut être associée aux passages successifs de londe gravité puis du front froid : -~ 20/30 kt sur N. Mer de Chine -~ 30/40 kt sur S. Mer de Chine Les vents les + forts sobservent à 900/950 hPa, juste au-dessus de la couche limite a) b) c) chap.6.6 Tempête de sable 6.5 Cold surge : illustration sur lEst de lAsie Lignes de flux et isotherme (°C) à 900 hPa le 11/12/78 à 12TU. Les observations proviennent dîles, de dropsondes et dun vol davion. Source : Johnson et Zimmerman, 1986

42 6.1 Front froid ou pseudo-front froid 6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone de moyenne-troposphère dhiver 6.3 Alizés dhiver perturbés 6.4 Lignes de cisaillement 6.5 Cold surge 6.6 Tempête de sable 6.7 Influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique N. sommaire général Chap. 6 Interactions entre tropiques et moyennes latitudes

43 Source : images du MODIS (spectroradiomètre avec 1 km par pixel) image gauche : couleur naturelle image droite : température Le sable en suspension refroidit latmosphère (30°c de moins que le désert environnant ) Égypte Soudan Nil sommaire chap Tempête de sable: au Soudan le 27/12/2004

44 Définition : Vents forts et persistants, capables de soulever une grande quantité de particules sèches et opaques, à lorigine dune 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 Tempête de sable

45 1) instabilité atmosphérique avec proximité dun Cb, par exemple à lavant dune 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 Tempête de sable

46 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 dun front froid Ces tempêtes de sable affectent aussi sévèrement la région du Darfour et du Soudan et le satellite MSG, avec sa capacité dobserver 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

47 6.1 Front froid ou pseudo-front froid 6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone de moyenne-troposphère dhiver 6.3 Alizés dhiver perturbés 6.4 Lignes de cisaillement 6.5 Cold surge 6.6 Tempête de sable 6.7 Les téléconnexions sommaire général Chap. 6 Interactions entre tropiques et moyennes latitudes

48 Définition : Les téléconnexions traduisent les interactions de latmosphère entre les tropiques et les moyennes latitudes : -dans le sens moyennes latitudes/tropiques, ces interactions sont associées à une propagation de lénergie des ondes de Rossby des moyennes latitudes vers léquateur; - dans le sens tropiques/moyennes latitudes, ces interactions sont associées à une propagation de lénergie des ondes de Rossby équatoriales vers les pôles. Les phénomènes météos associés aux téléconnexions se manifestent aussi bien à léchelle synoptique (cf. paragraphe avec les cold surge asiatiques influençant la convection sur le Pacifique) quà léchelle planétaire (cf. paragraphe avec El Nino). 6.7 Les téléconnexions Définition

49 6.7.1 Théorie Ondes de Rossby équatoriales (1 cas de piégeage et 1 cas de propagation) Ondes de Rossby des moyennes latitudes (cas de propagation) Illustration dun mécanisme de téléconnexion : influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique Nord en hiver 6.7 Les téléconnexions

50 Définition : Les téléconnexions traduisent les interactions de latmosphère entre les tropiques et les moyennes latitudes : -dans le sens moyennes latitudes/tropiques, ces interactions sont associées à une propagation de lénergie des ondes de Rossby des moyennes latitudes vers léquateur; - dans le sens tropiques/moyennes latitudes, ces interactions sont associées à une propagation de lénergie des ondes de Rossby équatoriales vers les pôles. Les phénomènes météos associés aux téléconnexions se manifestent aussi bien à léchelle synoptique (cf. paragraphe avec les cold surge asiatiques influençant la convection sur le Pacifique) quà léchelle planétaire (cf. paragraphe avec El Niño). 6.7 Les téléconnexions Définition

51 6.7 Les téléconnexions Théorie Ondes de Rossby équatoriales : cas de piégeage (modèle de Gill) et cas de propagation Ondes de Rossby des moyennes latitudes : cas de propagation Illustration dun mécanisme de téléconnexion : influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique Nord en hiver

52 β= cst pour une latitude donnée G= cst pour une lat. et une épaisseur de fluide h donnés k= nombre donde zonal Cas 1 : Exemples de situations sous les tropiques avec des vents douest < 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 douest (U>0) et inférieur à une valeur critique (U

53 : lénergie des ondes de Rossby est piégée méridiennement et zonalement (vent douest trop fort) (vent dest) OU Cas 2 : Dans la bande intertropicale, en haute troposphère, on observe plus souvent des vents dest (cas 2) que des vents douest Uc) Théorie des Téléconnexions Cas dénergie piégée (cas 2)

54 6.7.1 Théorie Ondes de Rossby équatoriales : cas de piégeage (modèle de Gill) et cas de propagation Ondes de Rossby des moyennes latitudes : cas de propagation Illustration dun mécanisme de téléconnexion : influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique Nord en hiver 6.7 Les téléconnexions

55 Cette figure présente la réponse de latmosphère à un chauffage de la troposphère équatoriale en présence de faibles vents dest en haute troposphère sur lIndonésie (U= -10 m/s = lénergie est piégée) : – apparition dune onde de Kelvin piégée à léquateur – apparition de deux ondes de Rossby piégées vers 10° (une au NO et une au SO du forçage initial) vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT H H BH Ondes de Rossby équatoriales Cas de piégeage dénergie (année climatique normale) : le « modèle de Gill » Source : Lau et Lim, 1984

56 vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT H H BH Source : Lau et Lim, Lanomalie de température générée par le chauffage de la ZCIT est piégée à léquateur (Cgy = 0) si bien que la circulation de Walker reste confinée le long de léquateur (état climatique le plus fréquent sous les tropiques). - Le pôle majeur de convection profonde situé sur lIndonésie ne se déplace pas non plus le long de léquateur (Cgx = 0) Ondes de Rossby équatoriales Cas de piégeage dénergie (année climatique normale) : le « modèle de Gill »

57 Réponse de latmosphère à un chauffage de la troposphère équatoriale en présence dun flux douest en haute troposphère vers 180° (U = +10 m/s < Uc = lénergie se propage) : – apparition dune onde de Kelvin piégée à léquateur – apparition de deux ondes de Rossby qui se propagent de léquateur jusquà 60°N (une au NO et une au SO du forçage initial) vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT B H H H Ondes de Rossby équatoriales cas de propagation dénergie (années El Niño) Source : Lau et Lim, 1984

58 - Lanomalie de température générée par le chauffage de la ZCIT se propage jusquaux moyennes latitudes (60° environ) : la circulation de Walker nest plus piégée dans la bande tropicale. - En savoir plus sur la propagation de lénergie des ondes de Rossby : à léquateur : à 30° de lat. : à 60° de lat. B H H H vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT Source : Lau et Lim, Ondes de Rossby équatoriales cas de propagation dénergie (années El Niño)

59 - Pendant un événement El Nino, comme la circulation de Walker nest plus piégée, les répercussions dEl Niño (RR et T) ne se limitent pas à la bande intertropicale mais jusquà 60° de latitude Ondes de Rossby équatoriales Cas de propagation dénergie (années El Niño) : impact en RR et T Sources : daprès Ropelewski et Halpert, 1987 et 1989

60 6.7 Les téléconnexions Théorie Ondes de Rossby équatoriales : cas de piégeage (modèle de Gill) et cas de propagation Ondes de Rossby des moyennes latitudes : cas de propagation Illustration dun mécanisme de téléconnexion : influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique Nord en hiver

61 Situation du 05/03/2005 : Canal de vent douest sur le Pacifique Central Équatorial en hiver boréal. Vent >30kt à 200 hPa. Source : Météo- France Ce canal de vent douest

62 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 dOLR filtrées sur la période 6-30 jours -Canal de propagation des ondes de Rossby repéré par la flèche en trait noir épais continu. -Anomalie dOLR <-10 W/m 2 (= convection profonde) repérée par un cercle en trait épais noir Commentaire de la figure : En hiver, les ondes de Rossby voyageant dans le JOST plongent périodiquement (T=6-30 j.) vers léquateur 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 a a a a d JOST Ondes de Rossby des moyennes latitudes : Structure moyenne en hiver sur le Pacifique Central Source : Matthews et Kiladis, 2000

63 6.7 Les téléconnexions Théorie Ondes de Rossby équatoriales : cas de piégeage (modèle de Gill) et cas de propagation Ondes de Rossby des moyennes latitudes : cas de propagation Illustration dun mécanisme de téléconnexion : influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique Nord en hiver

64 30°N Schéma conceptuel montrant la séquence dévénements 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 lanticyclone sibérien et dune 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 lE. de lAsie sommaire chap Influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique Nord en hiver

65 30°N Rappel -Les vents dEst de haute troposphère généralement observés entre 15°N-15°S interdisent toute propagation des ondes de Rossby -A lopposé, le JOST et les vents dO. de haute troposphère observés sur le Pacifique Est Tropical favorisent leur propagation 4) Lextension vers lE. du JOST (considéré comme un guide donde de Rossby) favorise lamplification des ondes de Rossby 5) Le train dondes de Rossby va voyager dans les vents douest jusquà léquateur et renforce 3-4 jours plus tard la convection sur le Pacifique Equatorial Est (vers 210°E). sommaire chap Influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique Nord en hiver Source : Slingo, 98

66 30°N 6) Le dernier maillon de la chaîne est lexcitation dune onde dest 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 douest associés (WWB). sommaire chap.6 chap.7 : El Nino Influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique Nord en hiver Source : Slingo, 98

67 Vitesse de propagation méridienne de lénergie (Cgy) des ondes de Rossby stationnaires en fonction du nombre donde zonal k et du vent zonal U à léquateur. Unité en m/s. Cas 1 : Cas 2: (Vent dOuest trop fort) Ligne de valeurs critiques de vent zonal (Uc) k - A léquateur, lénergie 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 douest et inférieurs Uc. Annexe sur la théorie des téléconnexions propagation de lénergie à léquateur Source : Lau et Lim, 1984

68 Ligne de valeurs critiques de vent zonal (Uc) Cas 1 : - A 30°, la propagation méridienne dénergie des ondes de Rossby est moins efficace et plus restrictive : Cgy maximum de 17 m/s pour les ondes de Rossby de longueur donde zonale k=6 ou 7 ( i.e. déchelle intrasaisonnier, période de jours) k Annexe sur la théorie des téléconnexions propagation de lénergie à 30° de latitude Source : Lau et Lim, 1984 Cas 2: (Vent douest trop fort)

69 Cas 2: (Vent douest trop fort) Ligne de valeurs critiques de vent zonal (Uc) Cas 1 : Etude de la propagation dénergie 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). Lénergie des ondes déchelle synoptique (k >13) va être réfléchie vers léquateur avec une latitude critique déterminée par U et β. k Annexe sur la théorie des téléconnexions propagation de lénergie à 30° de latitude Source : Lau et Lim, 1984

70 Ligne de valeurs critiques de vent zonal (Uc) Cas 1 : Étude de la propagation dénergie des ondes de Rossby nées aux moyennes latitudes : Certaines ondes de Rossby (de préférence déchelle intrasaisonnière ; k= 6 ou 7) voyageant le long du JOST peuvent se propager vers léquateur au niveau du Pacifique Central et de lAtlantique Central grâce au couloir de vent douest observé en haute tropo. k Annexe sur la théorie des téléconnexions propagation de lénergie à 30° de latitude Source : Lau et Lim, 1984 Cas 2: (Vent douest trop fort)

71 k Ligne de valeurs critiques de vent zonal (Uc) Cas 1 : Cas 2: (Vent douest trop fort) - A 60°, la propagation dénergie 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 léquateur par la convection ont été filtrées par effet β et leurs énergies ont été réfléchies vers léquateur. Retour Annexe sur la théorie des téléconnexions propagation de lénergie à 60° de latitude Source : Lau et Lim, 1984

72 Bibliographie chap.6 (1/2) -Atkinson, G. D : 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 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 Lau, K.-M., and H. Lim, 1984 : On the dynamics of equatorial forcing of climate teleconnections. J. of the Atm. Sci., Vol.41, p 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 Malardel S., 2005 : Fondamentaux de Météorologie : à lécole 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 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

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


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