Plan 1. Les différentes échelles de l’atmosphère

Plan 1. 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

Chap. 6 Interactions entre tropiques et moyennes latitudes
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 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

6.1 Front froid : principales caractéristiques
Thalweg d’ouest de haute troposphère équateur W. E. 30°N A D déplacement du pseudo-front froid déplacement du 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 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 sommaire chap.6

6.1 Front froid : principales caractéristiques (1)
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 (2)
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 sur les Antilles
Infra-rouge Proximité d'un pseudo-front --> appel chaud et humide de Sud (9 Mai 2001) 6.1 Front froid sur les Antilles Source : images du satellite GOES E. Météo-France WV intégrée DMSP Pmer + Théta'700 Source : Analyse Arpège, Météo-France sommaire chap.6

6.1 Front froid sur La Réunion : situation du 11/04/2001
image satellite du 11/04/2001. Source : Météo-France A 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

Z sur la surface 2 PVU + image vapeur d’eau du 09/04/03. Source : Météo-France >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) sommaire chap.6

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. > 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

6.1 Front froid sur la Polynésie Française : situation du 31/05/2000
Source : Météo-France Marquises A Tahiti A Gambier Australes D 140°W 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 sommaire chap.6

6.1 Front froid sur la Nouvelle-Calédonie
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) Source : Météo-France

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

6.2 Dépression subtropicale d’hiver ou cyclone de moyenne-troposphère d’hiver
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 ( hPa) sommaire chap.6

Schéma Conceptuel Divergence représentée par +, convergence par – Source : d’après Ramage, 1971 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’

Schéma Conceptuel Divergence représentée par +, convergence par – Source : d’après Ramage, 1971 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

tropopause Schéma Conceptuel Divergence représentée par +, convergence par – Source : d’après Ramage, 1971 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) !! sommaire chap.6

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

6.2 Dépression subtropicale d’hiver Exemple d’une dépression subtropicale ayant évolué en cyclone tropical Cyclone Epsilon 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) Theta’w à 850 hPa >16°C : en jaune Source : Météo-France Bulletin de prévision d’Epsilon ANIMATION

6.2 Dépression subtropicale d’hiver Antilles : situation du 23/05/04
Source : Météo-France Analyse du 23/05/04 à 00 UTC Z (rouge) + VV>0 (rose) sur 1.5 PVU vent > 40 kt sur 1.5 PVU Image vapeur d’eau sommaire chap.6

Source : Météo-France Analyse du 23/05/04 à 18UTC Cut-off VV>0 en entrée droite du JOST et en aval du cut-off Cut-off Z + VV>0 sur 1.5 PVU Wind > 40 kt sur 1.5 PVU Image vapeur d’eau sommaire chap.6

Source : Météo-France Analyse du 23/05/04 à 18UTC VV >0 entrée droite du JOST et en aval du cut-off Cut-off Cut-off Z + VV>0 sur 1.5 PVU Vent > 40 kt sommaire chap.6

Source : Météo-France Analyse Pmer + IR du 24/05/04 at 00UTC 30°N 25°N 1008 hPa 20°N Localisation de la convection dans la dépression subtropicale : • entrée droite du JOST • en aval du cut-off chap 6.3 : alizés d’hiver perturbés

6.3 Alizés d’hiver perturbés = une onde d’ouest !
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 Thalweg de haute troposphère A O. E. A Thalweg dans les alizés Équateur 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 sommaire chap.6

6.3 Alizés d’hiver perturbés : illustration en Guyane
Thalweg dans les vents d’ouest. A Thalweg dans les alizés Analyse d’une situation hivernale. Ligne de flux à 700 hPa. Source : Météo-France sommaire chap.6

6.3 Alizés d’hiver perturbés : illustration en Guyane
thalweg de haute tropo. A Fortes pluies : 200 à 250 mm en 12h. sur la côte guyanaise ! thalweg dans les alizés Image Infra-Rouge. Source : Météo-France chap.6.4 : ligne de cisaillement

6.4 Ligne de cisaillement : genèse
Définition : une ligne de cisaillement se définit comme une ligne ou une bande étroite où le cisaillement horizontal de vent est maximal. Source : Atkinson, 71 d’après Palmer et al.,55 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. sommaire chap.6

6.4 Ligne de cisaillement : genèse
b Source : D’après Met Office College c d 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. sommaire chap.6

6.4 Ligne de cisaillement : définition
Source : Atkinson, 71 d’après Palmer et al.,55 25°N 20°N 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. sommaire chap.6

6.4 Ligne de cisaillement : principales caractéristiques
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 : prévision
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 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. chap.6.5 Cold surge

6.5 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. Cold surge A 50° A 40° 30° 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. sommaire chap.6

6.5 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. Cold surge A 50° A 40° 30° 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 : illustration sur l’Est de l’Asie
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 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 D Cold surge 90°E Schéma conceptuel de la genèse d’un ‘cold surge’. Source : Chang, 1983 and from Monsoons over China, chap.2, p.136 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 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 surface. Synoptiquement, pas de changement de temps associé. 2) Le 2nd 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

b) 6.5 Cold surge : illustration sur l’Est de l’Asie a) Ligne de flux (trait plein) et isotherme (tireté) à 900 hPa le a) 10 dec. b) 11 dec. C) 12dec. 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 c) L’accélération des vents de NE peut être associée aux passages successifs de l’onde 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 s’observent à 900/950 hPa, juste au-dessus de la couche limite chap.6.6 Tempête de sable

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

6.6 Tempête de sable: au Soudan le 27/12/2004
Le sable en suspension refroidit l’atmosphère (30°c de moins que le désert environnant ) Égypte Soudan Nil Source : images du MODIS (spectroradiomètre avec 1 km par pixel) image gauche : couleur naturelle image droite : température sommaire chap.6

6.6 Tempête de sable 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

6.6 Tempête de sable 3 situations synoptiques favorables au Soudan-Lybie: 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 sommaire chap.6

6.6 Tempête de sable : sur la Mer Rouge le 30/06/2003
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 Source : Images du MODIS. Couleur naturelle 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

6.7 Les téléconnexions 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 avec les ‘cold surge’ asiatiques influençant la convection sur le Pacifique) qu’à l’échelle planétaire (cf. paragraphe avec El Nino).

6.7 Les téléconnexions 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

6.7 Les téléconnexions 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 avec les ‘cold surge’ asiatiques influençant la convection sur le Pacifique) qu’à l’échelle planétaire (cf. paragraphe avec El Niño).

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

6.7.1 Théorie des Téléconnexions Cas de propagation d’énergie (cas 1)
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). β= cst pour une latitude donnée G= cst pour une lat. et une épaisseur de fluide h donnés k= nombre d’onde zonal Cas 1 : : l’énergie des ondes de Rossby se propage méridiennement : l’énergie des ondes de Rossby se propage zonalement - 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 ; ⋆ Onde stationnaire, i.e., vitesse de phase nulle = les dorsales et thalwegs sont immobiles alors que l’énergie (vitesse de groupe) peut se propager

6.7.1 Théorie des Téléconnexions Cas d’énergie piégée (cas 2)
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). (vent d’ouest trop fort) (vent d’est) OU Cas 2 : : l’énergie des ondes de Rossby est piégée méridiennement et zonalement 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.

6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales Cas de piégeage d’énergie (année climatique normale) : le « modèle de Gill » H B H vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT Source : Lau et Lim, 1984 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)

6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales Cas de piégeage d’énergie (année climatique normale) : le « modèle de Gill » H B H vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT Source : Lau et Lim, 1984 - 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 propagation d’énergie (années El Niño)
H B H vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT Source : Lau et Lim, 1984 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)

6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales cas de propagation d’énergie (années El Niño)
H B H vent en haute troposphère créé par chauffage de la ZCIT Source : Lau et Lim, 1984 - 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.

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 - 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.

6.7.3 Ondes de Rossby des moyennes latitudes Cas de propagation vers l’équateur
JOST Situation du 05/03/2005 : Canal de vent d’ouest sur le Pacifique Central Équatorial en hiver boréal. Vent >30kt à 200 hPa. Source : Météo-France Ce canal de vent d’ouest <Uc favorise la propagation vers l’équateur des ondes de Rossby voyageant dans le JOST de l’hémisphère Nord. Ces trains d’ondes successifs (thalweg-dorsale) vont alors périodiquement moduler l’activité de la ZCIT sur le Pacifique Central. équateur

Source : Matthews et Kiladis, 2000
Observations à 200 hPa 6.7.3 Ondes de Rossby des moyennes latitudes : Structure ‘moyenne’ en hiver sur le Pacifique Central JOST d a 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 a JOST d a JOST a d a Commentaire de la figure : En hiver, les ondes de Rossby voyageant dans le JOST plongent 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 JOST a d a Source : Matthews et Kiladis, 2000

6.7.4 Influence des moyennes latitudes sur la convection tropicale sur le Pacifique Nord en hiver
Schéma conceptuel montrant la séquence d’événements décrivant les interactions entre moyennes latitudes et Océan Pacifique Tropical. Source : Slingo, 98. ‘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

Source : Slingo, 98 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 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 m/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). chap.7 : El Nino sommaire chap.6

Annexe sur la théorie des téléconnexions propagation de l’énergie à l’équateur
Ligne de valeurs critiques de vent zonal (Uc) Cas 2: (Vent d’Ouest trop fort) Cas 1 : Source : Lau et Lim, 1984 k 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. - 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 30° de latitude
Ligne de valeurs critiques de vent zonal (Uc) Cas 1 : Cas 2: (Vent d’ouest trop fort) Source : Lau et Lim, 1984 k - 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 jours)

Ligne de valeurs critiques de vent zonal (Uc) Cas 1 : Cas 2: (Vent d’ouest trop fort) Source : Lau et Lim, 1984 k 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.

Ligne de valeurs critiques de vent zonal (Uc) Cas 1 : Cas 2: (Vent d’ouest trop fort) Source : Lau et Lim, 1984 k 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.

Ligne de valeurs critiques de vent zonal (Uc) Cas 2: (Vent d’ouest trop fort) Cas 1 : Source : Lau et Lim, 1984 k - 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. Retour

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 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 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

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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