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

Définition d’une perturbation tropicale :

• Système tropical composé de convection en apparence organisée sur un

diamètre variant généralement entre 200 et 600 km et restant une entité discrète (convection non noyée dans la masse). Ces systèmes prennent naissance sous les tropiques ou subtropiques et leur caractère mobile ne présente cependant pas les caractéristiques des fronts des moyennes latitudes. Il doit maintenir son identité pendant au moins 24 heures pour être considéré comme une

perturbation tropicale

• Ce système n’est pas nécessairement associé à une perturbation dans le champ de vent.

• Les perturbations associées à des modifications dans le champ de vent et progressant sous les tropiques d’Est en Ouest sont nommées ‘Ondes d’Est’.

sommaire chap.5

Chap 5. Modèles conceptuels de perturbations tropicales

d’échelle synoptique de l’hémisphère d’été

perturbation tropicale dépression

tropicale tempête

tropicale cyclone

tropical

Un exemple d’évolution d’une perturbation tropicale sur l’Atlantique en été :

sommaire chap.5

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

Source : site internet de la NOAA http://www.nhc.noaa.gov, d’après Chris Landsea

5.1 Ondes d’Est (Caraïbes, Pacifique)

5.2 Thalweg Tropical de Haute Troposphère (TUTT) 5.3 Dépression de mousson

5.4 Cyclone de moyenne troposphère 5.5 Dépression tropicale

5.6 Cyclone tropical

sommaire général

Chap 5. Modèles conceptuels de perturbations tropicales

d’échelle synoptique de l’hémisphère d’été

• Origine : onde d’Est africaine qui a traversé l’Atlantique

•

• Vitesse de phase = -5 à -8 m/s

• Longueur d’onde horizontale ~ 3000 km

• Convection renforcée en général sur le flanc E.

du thalweg

sommaire chap.5

5.1 Ondes d’Est aux Caraïbes

Modèle d’onde d’est. en haut) coupe verticale est-ouest;

en bas) lignes de courant entre 10000 et 15000 pieds (trait plein) et isobares surface (tireté). Distribution de

Convergence de surface (CONV) et DIV en surface (DIV).

Sources : d’après Carlson et Lee (1978), Atkinson (1971) et Riehl (1945)

• Signal maximum de l’onde : entre 500 hPa et 700 hPa

• Inclinaison verticale du thalweg

-au-dessous de 700 hPa, inclinaison vers l’O. avec l’altitude (cette inclinaison n’est pas représentée sur cette figure !)

-au-dessus de 700 hPa, inclinaison vers l’E. avec l’altitude

Coupe chronologique verticale, vents en kt, T en °C (trait plein) et humidité spécifique en g/Kg (en tiretés), W pour chaud, C pour froid.

Source : Cadet, 1990, d’après Riehl, 1967

sommaire chap.5

5.1 Ondes d’Est aux Caraïbes

5.1 Ondes d’Est du Pacifique

•

-La structure des ondes d’Est évoluent systématiquement lorsqu’elles traversent le Pacifique avec un thalweg incliné vers l’E. sur le Pacifique E., vertical sur le Pacifique Central, incliné vers l’O. sur le Pacifique O.

- Cette évolution est probablement liée à l’inversion du cisaillement vertical du vent entre le Pacifique E. (dirigé vers l’O.) et le Pacifique O. (dirigé vers l’E.).

• Pacifique Ouest (170°E à 120°E) :

- Longueur d’onde horizontale = 3500 à 4000 km - Période = 6 jours

- Vitesse de phase = -9 m/s

- En basse troposphère (800 hPa), 1^er pic de fluctuation de vent jusqu’à 3 à 4 m/s avec forte convergence

- En haute troposphère (175 hPa), 2^nd pic de fluctuation de vent jusqu’à 2 à 3 m/s avec forte divergence

- En moyenne troposphère (500 à 300 hPa) : pas de fluctuation de vent

•

- Longueur d’onde horizontale = 3000 à 3500 km - Période = 4 à 6 jours

- Vitesse de phase = -5 à -7 m/s

- En surface, on observe une fluctuation de vent jusqu’à 4 m/s - En haute troposphère, fluctuation de vent moins importante

sommaire chap.5

5.1 Ondes d’Est africaines

Chap 5.2 TUTT

sommaire chap.5

Les ondes d’est africaines sont traitées dans le cadre de la mousson

africaine (chap 3.4.2)

5.1 Ondes d’Est (Caraïbes, Pacifique)

5.2 Thalweg Tropical de Haute Troposphère (TUTT) 5.3 Dépression de mousson

5.4 Cyclone de moyenne troposphère 5.5 Dépression tropicale

5.6 Cyclone tropical

sommaire général

Chap 5. Modèles conceptuels de perturbations tropicales

d’échelle synoptique de l’hémisphère d’été

• Occurrence et localisation :

en été, sur l’Atlantique Nord, un thalweg de haute troposphère, orienté quasi-zonalement OSO/ENE, est visible en circulation moyenne mensuelle (et donc pas nécessairement visible tous les jours !)

Lignes de flux à 200 hPa, moyennée en août (75-91).

Source : Fitzpatrick et al., 95

sommaire chap.5

5.2 Thalweg Tropical de Haute Troposphère (TUTT)

Hypothèses de formation

-Ce thalweg de haute troposphère se formerait dans des régions privilégiées où

l’atmosphère des moyennes latitudes interagit fortement avec l’atmosphère tropicale - processus détaillé :

l’origine des TUTT pourrait être liée aux déferlements successifs d’ondes de Rossby (RWB) qu’on observe en été au milieu des océans (région appelée ‘surf zone’). Chaque

événement RWB s’accompagne d’une intrusion d’air stratosphérique (fortes valeurs de TP et faible humidité) dans la troposphère tropicale

sommaire chap.5

5.2 Thalweg Tropical de Haute Troposphère (TUTT)

Lignes de flux à 200 hPa, moyennée en août (75-91).

Source : Fitzpatrick et al., 95

Événement RWB entre 27/05 06TU et

29/05/98 18TU;

Réanalyse ERA15 du CEP.

PVU sur la surface 350°K (~ 100 hPa).

Source :Scott, 2002 Fort TP

Fort TP

Fort TP Fort TP

Fort TP Fort TP

RWB RWB

Cut-off of Fort TP

Cut-off of Fort TP

5.2 TUTT et déferlement d’onde de Rossby

(RWB)

Événement RWB : zoom sur le 27/05/98 18TU

Réanalyse ERA15 du CEP - PVU sur la surface 350°K. Source : Scott, 2002

Cut-off de

fort TP (en valeur absolue car HS) : air stratosphérique

Cut-off de bas TP : air troposphérique

5.2 TUTT et Déferlement d’Onde de Rossby (RWB)

La convection profonde se produit à l’avant (en aval) de la RWB, au NE de la ‘TUTT cell’, dans l’air chaud et le flux divergent de haute troposphère

• La convection profonde se produit en amont de la RWB, au NE de la ‘TUTT cell’, dans l’air chaud et le flux divergent de haute troposphère.

5.2 TUTT et Déferlement d’Onde de Rossby (RWB)

exemple de RWB sur l’Atlantique Sud

Géopotentiel et vent sur la surface 2 PVU le 04/02/04, 12 TU

Source : analyse du CEP 1.5. Météo-France

Lignes de flux à 200 hPa, moyennée en août

Source : d’après Sadler, 75

- Le long de l’axe du TUTT, comme l’atmosphère est très sèche, on observe un très fort refroidissement radiatif (-6K/jour), qui implique à son tour, une forte subsidence à échelle synoptique (- 2 cm/s).

Rappel : cf. équation de thermo. aux tropiques liant chauffage et VV

sommaire chap.5

5.2 Thalweg Tropical de Haute Troposphère (TUTT)

5.2 TUTT ‘cells’ ou TUTT ‘lows’

Définition d’un TUTT ‘cell’:

Vortex à cœur froid observé en haute

troposphère le long de l’axe climatologique du TUTT perturbant l’atmosphère tropicale parfois jusqu’en surface (le cas échéant, une dépression subtropicale se développe et plus rarement une tempête tropicale).

• Vitesses verticales :Vitesses verticales :

Dans le vortex, subsidence maximale à 300 hPa d’où un ciel clair (ou cumulus isolé) et fort

refroidissement radiatif

• Noyau froidNoyau froid : maximum à 300 hPa,

•

• Convection profonde :

située à l’avant (en aval) du vortex dans l’air chaud et divergent de haute tropo, soit au SE du vortex en hémisphère N. (resp. NE en hémi- sphère S.)

Anomalies VV, en microbars/s hPa

Source : Whitfield, 92

Source : Whitfield, 92

Autres caractéristiques des TUTT ‘cell’:

• Déplacement : stationnaire ou vers l’O. (dans les deux hémisphères) entre 0 et 6° de l longitude par jour

• Durée de vie : 2 à 31 jours !!

• Pression surface : la chute de pression en surface dépend de l’interaction entre la haute troposphère (intrusion de fort TP) et la basse troposphère (ligne de convergence couplée à de fortes valeurs de tp’w ..)

• Études possibles :

Un événement TUTT semble être lié à une intrusion d’air stratosphérique dans la troposphère tropicale (en liaison avec les déferlements d’onde de Rossby ? )

si le lien est réellement prouvé, des valeurs de Tourbillon Potentiel >2 PVU sur la surface isentrope 350°K seraient un traceur correct des ‘TUTT cell’

5.2 TUTT ‘cells’ ou TUTT ‘lows’

sommaire chap.5

Relation entre ‘TUTT cell’ et cyclone tropical :

- Un ‘TUTT cell’ détruit un cyclone tropical lorsque le cisaillement vertical (induit par la TUTT ‘cell’) est supérieur à 12m/s entre la surface et 200 hPa

- Au-dessous de ce seuil, l’intensité du cyclone tropical peut être renforcée lorsque ce dernier se situe sur la face E. d’un TUTT ‘cell’, c’est-à-dire dans l’air chaud et divergent de haute troposphère

Chap 5.3 :dépression de mousson

5.2 TUTT ‘cells’ ou TUTT ‘lows’

sommaire chap.5

5.1 Ondes d’Est (Caraïbes, Pacifique)

5.2 Thalweg Tropical de Haute Troposphère (TUTT) 5.3 Dépression de mousson

5.4 Cyclone de moyenne troposphère 5.5 Dépression tropicale

5.6 Cyclone tropical

sommaire général

Chap 5. Modèles conceptuels de perturbations tropicales

d’échelle synoptique de l’hémisphère d’été

5.3 Dépression de mousson

• Les dépressions de mousson sont traitées dans le cadre de la mousson indienne (chap3.4.1)

• On observe aussi des dépressions de mousson sur le Nord de l’Australie

(Golfe de Carpentarie) mais elles sont peu documentées.

5.1 Ondes d’Est (Caraïbes, Pacifique)

5.2 Thalweg Tropical de Haute Troposphère (TUTT) 5.3 Dépression de mousson

5.4 Cyclone de moyenne troposphère 5.5 Dépression tropicale

5.6 Cyclone tropical

sommaire général

Chap 5. Modèles conceptuels de perturbations tropicales

d’échelle synoptique de l’hémisphère d’été

Les cyclones de moyenne troposphère sont traités dans le cadre de la mousson indienne (chap3.4.1)

chap 5.5 : dépression tropicale

5.4 Cyclone de moyenne troposphère

Bibliographie chap 5 (sauf 5.5 et 5.6)

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

-Cadet, D.,L.,1990 : synoptic distrubances in the tropics. Compte rendu du cycle d’étude sur les interactions entre milieux tropicaux et extratropicaux, 10-14 septembre 1990, ECMWF, Royaume- Uni, P. 117-146

- Carlson, T. N., Lee, J. D., 1978 : Tropical Meteorology. Pennsylvania State University, Independent Study by Correspondence, University Park, Pennsylvania, 387 pp.

- Fitzpatrick, P. J. et al., 1995 :’A systematic bias in the Aviation model’s forecast of the Atlantic Tropical Upper Tropospheric Trough : Implications for tropical cyclone forecasting. Weather Forecasting, Vol.10, p. 433-446

-Riehl, H., 1945 : Waves in the easterlies and the polar front in tre tropics. Miscellaneaous Reports, N°17, Department of Meteorology, University of Chicago, Chicago, Illinois.

-Riehl, H., 1967 : Varying structure of waves in the esaterlies. Compte-rendu du colloque

international sur la dynamique des processus atmosphériques de grande échelle, 23-30 juin 1965, Mouscou, p. 411-417

-Sadler, J. C., 1975 :’Upper tropospheric circulation over the global tropics’, Hawaï Univ.

Honolulu. Dept. Of Meteorology, UHMET-75-05, 35 p.

- Scott, R. K. and J.-P. Cammas, 2002 : ‘Wave breaking and mixing at the subtropical tropopause’.

Journal of the Atmos. Sci. . Vol. 59, p. 2347-2361

- Whitfield, M. B. and S. W. Lyons, 1992 : ‘An Upper Tropospheric Low over Texas during summer’. Weather Forecasting, Vol.7, p.89-106