Plan

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
Chap. 6Interactions entre tropiques et moyennes
latitudes
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
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
Chap. 6Interactions entre tropiques et moyennes
latitudes
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
5
6.1 Front froid principales caractéristiques

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

• 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

sommaire chap.6
6
6.1 Front froid principales caractéristiques (1)

• 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.6
7
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 ? 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.6
8
6.1 Front froid sur les Antilles

Source images du satellite GOES E. Météo-France
Source Analyse Arpège, Météo-France
sommaire chap.6
9
6.1 Front froid sur La Réunion situation du
11/04/2001
image satellite du 11/04/2001. Source
Météo-France

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.6
10
6.1 Front froid sur La Réunion situation du
09/04/2003

Z sur la surface 2 PVU image vapeur deau du
09/04/03. Source Météo-France
gtintrusion dair stratosphérique avec
- de la subsidence en amont (à larrière) de
lintrusion - un renforcement des
ascendances en aval (à lavant)
sommaire chap.6
11
6.1 Front froid sur La Réunion situation du
09/04/2003
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.

gt 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
12
6.1 Front froid sur la Polynésie Française
situation du 31/05/2000
Source Météo-France
Marquises
A
Tahiti
A
Gambier
Australes
D
140W

• 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
  140W.
• 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

sommaire chap.6
13
6.1 Front froid sur la Nouvelle-Calédonie

• 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)

Source Météo-France
14
6.1 Front froid sur la Nouvelle-Calédoniesituatio
n du 11/07/2005

Source Météo-France
10S
20S
Ce front froid remonte jusquà 12S, au sud de la
Papouasie !
30S
D
chap 6.2 dépression subtropicale
15
Chap. 6Interactions entre tropiques et moyennes
latitudes
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
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
(400-600 hPa)
sommaire chap.6
17
6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone
de moyenne-troposphère dhiver
Schéma Conceptuel

Divergence représentée par , convergence par
Source daprès 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 15N-35N et 30W-60W (SO des
Açores), 1 à 2 par an, mais peuvent se
produire partout - fréquent sur Pacifique
entre 15-35N et 175E-140W ( Hawaï), appelés
cyclone Kona
http//www.soest.hawaii.edu/MET/Faculty/businger/p
oster/KonaLow/
18
6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone
de moyenne-troposphère dhiver
Schéma Conceptuel

Divergence représentée par , convergence par
Source daprès Ramage, 1971
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.6
19
6.2 Dépression subtropicale dhiver ou cyclone
de moyenne-troposphère dhiver
tropopause
Schéma Conceptuel

Divergence représentée par , convergence par
Source daprès 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
20
6.2 Dépression subtropicale dhiver
Exemple dune
dépression subtropicale ayant évolué en cyclone
tropical

Cyclone Epsilon
04/12/05 à 18TU Pmer Image IR Météosat 7.
Source Météo-France
ANIMATION
21
6.2 Dépression subtropicale dhiverExemple dune
dépression subtropicale ayant évolué en cyclone
tropical

Cyclone Epsilon
Bulletin de prévision dEpsilon
http//www.nhc.noaa.gov/archive/2005/tws/
04/12/05 à 18TU Z sur 1.5 PVU en marron
(lt11000mgp) Ascendance à 600 hPa en bleu (une
isoligne
tous les 10.10-2Pa/s) Thetaw à 850 hPa gt16C
en jaune Source Météo-France
ANIMATION
22
6.2 Dépression subtropicale dhiver Antilles
situation du 23/05/04
Source Météo-France

Analyse du 23/05/04 à 00 UTC
Z (rouge) VVgt0 (rose) sur 1.5 PVU vent gt 40 kt
sur 1.5 PVU Image vapeur deau
sommaire chap.6
23
6.2 Dépression subtropicale dhiver Antilles
situation du 23/05/04
Analyse du 23/05/04 à 18UTC
Source Météo-France

Cut-off
VVgt0 en entrée droite du JOST et en aval du
cut-off
Cut-off
Z VVgt0 sur 1.5 PVU Wind gt 40 kt sur 1.5 PVU
Image vapeur deau
sommaire chap.6
24
6.2 Dépression subtropicale dhiver Antilles
situation du 23/05/04
Analyse du 23/05/04 à 18UTC
Source Météo-France

VV gt0 entrée droite du JOST et en aval du cut-off
Cut-off
Cut-off
Z VVgt0 sur 1.5 PVU Vent gt 40 kt
sommaire chap.6
25
6.2 Dépression subtropicale dhiver Antilles
situation du 23/05/04

Source Météo-France
Analyse Pmer IR du 24/05/04 at 00UTC
30N
25N
1008 hPa
20N
Localisation de la convection dans la dépression
subtropicale
entrée droite du JOST
en aval du cut-off
chap 6.3 alizés dhiver perturbés
26
Chap. 6Interactions entre tropiques et moyennes
latitudes
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
27
6.3 Alizés dhiver perturbés une onde douest !
30N
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
Thalweg de haute troposphère
A

O.

E.
A
Thalweg dans les alizés
Équateur

• 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

sommaire chap.6
28
6.3 Alizés dhiver perturbés illustration en
Guyane
D
A
Thalweg dans les vents douest.


A
Thalweg dans les alizés
Analyse dune situation hivernale.
Ligne de flux à 700 hPa. Source Météo-France
sommaire chap.6
29
6.3 Alizés dhiver perturbés illustration en
Guyane
D
thalweg de haute tropo.
A


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
30
Chap. 6Interactions entre tropiques et moyennes
latitudes
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
31
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 daprès Palmer et al.,55
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.
sommaire chap.6
32
6.4 Ligne de cisaillement genèse
a
b

Source Daprès Met Office College
c
d
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.
sommaire chap.6
33
6.4 Ligne de cisaillement définition

Source Atkinson, 71 daprès Palmer et al.,55
25N
20N

• 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.

sommaire chap.6
34
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
  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.6
35
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, daprès Palmer et al.,
1955

• 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.

chap.6.5 Cold surge
36
Chap. 6Interactions entre tropiques et moyennes
latitudes
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
37
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.

A
50
A
40
30

• 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.

sommaire chap.6
38
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.

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 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.6
39
6.5 Cold surge illustration sur lEst de lAsie

• 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.
• -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 1er temps avant dêtre expulsé
  à lE. de de 90E lorsque le relief sadoucit

90E
Schéma conceptuel de la genèse dun cold surge.
Source Chang, 1983 and from Monsoons over
China, chap.2, p.136
sommaire chap.6
40
6.5 Cold surge illustration sur lEst de lAsie
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
41
6.5 Cold surge illustration sur lEst de
lAsie
a)
b)
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
dîles, de dropsondes et dun vol davion.
Source Johnson et Zimmerman, 1986
c)

• 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

chap.6.6 Tempête de sable
42
Chap. 6Interactions entre tropiques et moyennes
latitudes
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
43
6.6 Tempête de sable au Soudan le 27/12/2004

Le sable en suspension refroidit latmosphère
(30c 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
44
6.6 Tempête de sable

Définition Vents forts et persistants,
capables de soulever une grande quantité de
particules sèches et opaques, à lorigine dune
réduction sévère de la visibilité (lt 1000
m) -Au Soudan et en Lybie, ils sont appelés
Haboobs - Au Moyen-Orient (Irak, Arabie
Saoudite), ils sont appelés Shamal
sommaire chap.6
45
6.6 Tempête de sable

3 situations synoptiques favorables au
Soudan-Lybie
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


sommaire chap.6
46
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 dun 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 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
47
Chap. 6Interactions entre tropiques et moyennes
latitudes
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
48
6.7 Les téléconnexions Définition

• 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 6.7.4 avec
  les cold surge asiatiques influençant la
  convection sur le Pacifique) quà léchelle
  planétaire (cf. paragraphe 6.7.2 avec El Nino).

49
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 dun mécanisme
de téléconnexion influence des
moyennes latitudes sur la convection
tropicale sur le Pacifique Nord en hiver
50
6.7 Les téléconnexions Définition

• 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 6.7.4 avec
  les cold surge asiatiques influençant la
  convection sur le Pacifique) quà léchelle
  planétaire (cf. paragraphe 6.7.2 avec El Niño).

51
6.7 Les téléconnexions
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 6.7.4 Illustration dun mécanisme
de téléconnexion influence des
moyennes latitudes sur la convection
tropicale sur le Pacifique Nord en hiver
52
6.7.1 Théorie des Téléconnexions Cas de
propagation dénergie (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
douest (Ugt0) et inférieur à une valeur critique
(UltUc).
ß 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 lt 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 lénergie (vitesse de groupe) peut se
propager
53
6.7.1 Théorie des Téléconnexions Cas
dénergie 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 dest
ou supérieurs à une valeur critique (UgtUc).

• Dans la bande intertropicale, en haute
  troposphère, on observe plus souvent des vents
  dest (cas 2) que des vents douest ltUc (cas 1)
  ce qui explique que lénergie des ondes de Rossby
  équatoriales soit généralement piégée.
• Ce cas 2 constitue la base théorique du  modèle
  de Gill  développé dans le paragraphe suivant.

54
6.7 Les téléconnexions
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 6.7.4 Illustration dun mécanisme
de téléconnexion influence des
moyennes latitudes sur la convection
tropicale sur le Pacifique Nord en hiver
55
6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales Cas de
piégeage dénergie (année climatique normale)
le  modèle de Gill 
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 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)
56
6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales Cas de
piégeage dénergie (année climatique normale)
le  modèle de Gill 
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
57
6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales cas de
propagation dénergie (années El Niño)
vent en haute troposphère créé par chauffage de
la ZCIT
Source Lau et Lim, 1984
Réponse de latmosphère à un chauffage de la
troposphère équatoriale
en présence dun flux douest en haute
troposphère vers 180 (U 10 m/s lt Uc
lénergie se propage)
apparition dune onde de Kelvin piégée à
léquateur apparition de deux ondes de
Rossby qui se propagent de léquateur jusquà
60N (une au NO et une au SO du forçage
initial)
58
6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales cas de
propagation dénergie (années El Niño)
vent en haute troposphère créé par chauffage de
la ZCIT
Source Lau et Lim, 1984
- 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.
59
6.7.2 Ondes de Rossby équatoriales Cas de
propagation dénergie (années El Niño) impact
en RR et T
Sources daprès Ropelewski et Halpert, 1987 et
1989
- 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.
60
6.7 Les téléconnexions
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 6.7.4 Illustration dun mécanisme
de téléconnexion influence des
moyennes latitudes sur la convection
tropicale sur le Pacifique Nord en hiver
61
6.7.3 Ondes de Rossby des moyennes latitudesCas
de propagation vers léquateur
JOST
Situation du 05/03/2005 Canal de vent douest
sur le Pacifique Central Équatorial en hiver
boréal. Vent gt30kt à 200 hPa. Source
Météo-France
équateur
62
6.7.3 Ondes de Rossby des moyennes
latitudes Structure moyenne en hiver sur le
Pacifique Central
Observations à 200 hPa
JOST
d
a
Observations à 200 hPa sur le Pacifique Central
en Décembre-Janvier-Février (période 79-95)
-Anomalies de fonction de courant
(ddépression / aanticyclone) 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 lt-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 (T6-30 j.) vers léquateur ce qui
va réactiver la convection de la ZCIT vers
10N-140W à échelle intrasaisonnière (T6-30 j.)
d
JOST
a
d
a
Source Matthews et Kiladis, 2000
63
6.7 Les téléconnexions
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 6.7.4 Illustration dun mécanisme
de téléconnexion influence des
moyennes latitudes sur la convection
tropicale sur le Pacifique Nord en hiver
64
6.7.4 Influence des moyennes latitudes sur la
convection tropicale sur le Pacifique Nord en
hiver

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

• Cold surge en basse troposphère à 110E 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 110E) 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.6
65
6.7.4 Influence des moyennes latitudes sur la
convection tropicale sur le Pacifique Nord en
hiver

Source Slingo, 98
Rappel -Les vents dEst de haute troposphère
généralement observés entre 15N-15S
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
210E).
sommaire chap.6
66
6.7.4 Influence des moyennes latitudes sur la
convection tropicale sur le Pacifique Nord en
hiver

Source Slingo, 98
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).
chap.7 El Nino
sommaire chap.6
67
Annexe sur la théorie des téléconnexions
propagation de lénergie à léquateur
Source Lau et Lim, 1984
k
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.
- A léquateur, lénergie de toute onde de Rossby
peut se propager vers les pôles (Cgy max de 72
m/s pour k16) à condition que les vents soient
douest et inférieurs Uc.
68
Annexe sur la théorie des téléconnexions
propagation de lénergie à 30 de latitude
Source Lau et Lim, 1984
k
- 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
k6 ou 7 ( i.e. déchelle intrasaisonnier,
période de 10-15 jours)
69
Annexe sur la théorie des téléconnexions
propagation de lénergie à 30 de latitude
Source Lau et Lim, 1984
k

• 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 ß (k
  6 ou 7 favorisées).
• Lénergie des ondes déchelle synoptique (k
  gt13) va être réfléchie vers léquateur avec
• une latitude critique déterminée par U et ß.

70
Annexe sur la théorie des téléconnexions
propagation de lénergie à 30 de latitude
Source Lau et Lim, 1984
k

• 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.

71
Annexe sur la théorie des téléconnexions
propagation de lénergie à 60 de latitude
Source Lau et Lim, 1984
k
- A 60, la propagation dénergie vers les
pôles est très restrictive (Cgy max.
de 5 m/s avec k2). - A 60, quasiment toutes
les ondes de Rossby stationnaires qui ont été
forcées à léquateur par la convection ont été
filtrées par effet ß et leurs énergies ont été
réfléchies vers léquateur.
Retour
72
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 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. 3785-3798
• Meteorological Office College, FitzRoy Road,
  Exeter, Devon Courses Note Introduction to
  tropical Meteorology

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. 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