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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 2. Sources d’énergies nécessaires à la formation des ondes
équatoriales et des perturbations tropicales : « l’effet miroir »
Source : Météo-France
Petite échelle Grande échelle
• La libération de chaleur latente (Lf ) à l’échelle du cumulus constitue la principale
source d’énergie entraînant l’apparition et le développement de perturbations tropicales
d’échelle synoptique
• Derrière ce processus, en apparence facile à comprendre, se cache toute la complexité
des interactions entre la petite échelle et la grande échelle.
• D’ailleurs, les interactions d’échelles sont au cœur de la recherche en météorologie
tropicale (ex : programme de recherche AMMA)
sommaire général
Chap 2. Sources d’énergies nécessaires à la formation des ondes
équatoriales et des perturbations tropicales : « l’effet miroir »
Détail des processus d’interactions entre la petite et grande échelle :
Source : Météo-France
1. Au sein d’un cumulus, la condensation et la production de chaleur sont maximales en
milieu de troposphère;
2. L’énergie potentielle (Ep) produite (cf équation de Laplace) perturbe l’équilibre
géostrophique pré-existant et génère des Ondes d’Inertie-Gravité (IG);
3. Les OG dissipent une partie de l’Ep en la transportant à l’infini : phénomène
d’ajustement au géostrophisme;
4. Au bout d’un temps 1/f (~ 1 j. à 10°), l’équilibre géostrophique se rétablit sur une échelle
horizontale λR (~ 1000 km à 10°) avec l’Ep non dispersée (p’>0 ) par les IG;
5. L’addition d’énergie génère, par ‘effet miroir’, une dépression en basse tropo et un
anticyclone en haute tropo.
Chap 2. Sources d’énergies nécessaires à la formation des ondes
équatoriales et des perturbations tropicales : « l’effet miroir »
Détail du processus d’interactions entre la petite et grande échelle :
Source : Météo-France
Petite échelle Grande échelle
• L’interaction de la petite échelle sur la grande échelle est un processus d’autant plus
efficace lorsque :
- la population de Cu-Cb est importante
- la durée de vie des systèmes convectifs est longue
- la rotation de l’environnement augmente (car la proportion de chaleur
dispersée et dissipée par les IG diminue)
sommaire général retour : onde équatoriale
Pmer Chap 2. une tempête
tempête
tropicale sur le Pacifique
tropicale NO: illustration de
Dt « l’effet miroir »
dt
Figure du haut : Pmer
Figure du bas :
Géopotentiel
à 200 hPa;
29/07/08; Analyse CEP 1.5
Z 200 hPa 1) Au niveau du typhoon,
c’est la libération de
chaleur qui provoque la
H H
tempête
tropicale baisse de pression au sol et
génère des hauts
géopotentiels
2) Au niveau de l’Inde,
c’est le forçage radiatif qui
génère une dépression
thermique et des hauts
géopotentiels (équation de
Laplace)
sommaire général
Chap 2.
L’équation de la thermodynamique sous les tropiques
• Comme nous venons de le voir, le chauffage par condensation est un processus diabatique
de première importance sous les tropiques.
• Comme l’hypothèse d’adiabatisme n’est plus valable sous les tropiques, l’équation de la
thermodynamique s’écrit :
dQ : taux de chauffage;
d dQ
(1) u v w dQ >0 par Condensation;
dt t x y z dt dQ <0 par pertes radiatives
• L’Analyse en Ordre de Grandeur (AOG) de l’équation de la thermo s’écrit :
Q
(2) U V W ~
x y z t
1er cas : hors régions convectives
Sur le Sahara, le refroidissement de l’atmosphère de -1K/jour (dQ/dt<0) par pertes
radiatives est compensé par de la subsidence adiabatique d’environ –0.3 cm/s (W<0).
2nd cas : régions convectives
Dans la ZCIT, le chauffage de l’atmosphère de +5K/jour (dQ/dt>0) est compensé par des
ascendances de l’ordre de + 3cm/s (W>0).
sommaire général retour : TUTT
Chap 2. Les autres sources d’énergies présentes sous les tropiques
: l’instabilité barocline et l’instabilité barotrope
1. L’instabilité barocline (rappel cours météo dynamique)
La baroclinie est liée au cisaillement vertical de vent (Sv) de l’état de base.
Une onde barocline se développe (conversion d’Epu en Epu’) lorsque l’inclinaison
verticale du thalweg est de sens opposé au cisaillement vertical de vent Sv .
Exemple de situation atmosphérique favorable à la
croissance d’une onde barocline :
z U B
B= bas géopotentiel
Sv D= dépression
x
D
La conversion d’énergie barocline correspond à un transport méridien de chaleur
sommaire général
Chap 2. Les autres sources d’énergies présentes sous les tropiques
: l’instabilité barocline et l’instabilité barotrope
1. L’instabilité barocline (suite …)
D’une manière générale, l’atmosphère tropicale est faiblement barocline (faible
stockage d’Epu à cause de la faiblesse de la force de Coriolis) et ne peut expliquer à elle
seule l’apparition de perturbations tropicales.
↳ Cependant, dans certaines régions privilégiées comme l’Afrique de l’Ouest en
été, l’instabilité barocline combinée à l’instabilité barotrope peut initier des vortex
entre 17°N et 25°N, là où la circulation de l’atmosphère est caractérisée par du
cisaillement vertical et horizontal du vent.
↳ Certaines perturbations baroclines des moyennes latitudes qui se déplacent
vers les l’équateur acquièrent ensuite les caractéristiques tropicales. Dans ce cours sont
présentés quelques modèles conceptuels de perturbations baroclines :
- chap 6.1 Front froid
- chap 6.2 Dépression subtropicale d’hiver
- chap 6.4 Ligne de cisaillement
- chap 6.5 Cold surge
sommaire général
Chap 2. Les autres sources d’énergies présentes sous les tropiques
: l’instabilité barocline et l’instabilité barotrope
2. L’instabilité barotrope
( f ) a
La condition nécessaire 0
d’instabilité barotrope s’écrit : y y
> Une zone d’instabilité barotrope correspond à un changement
de signe du gradient méridien du tourbillon absolu.
illustration avec Source : d’après Charney dans
Morel (1973)
un jet d’Est y
Ce schéma nous montre
que la condition nécessaire
d’instabilité barotrope est
vérifiée sur les flancs sud
et nord d’un jet, i.e dans
les régions de forts
cisaillements horizontaux
de vent (Sh).
Ouest équateur x sommaire général
Est
Chap 2. Les autres sources d’énergies présentes sous les tropiques
: l’instabilité barocline et l’instabilité barotrope
2. L’instabilité barotrope (suite …)
Le critère d’instabilité barotrope n’est pas suffisant pour qu’une onde se
développe, il faut également que l’inclinaison horizontale des axes de thalwegs soit de
sens opposé au cisaillement horizontal de vent Sh (voir figure ci-dessous). Le cas
échéant, l’atmosphère est capable d’initier une onde en convertissant une partie de
l’énergie cinétique du jet.
Énergétique de l’instabilité barotrope dans un jet d’Est :
situation favorable à la croissance de l’onde
Sh
Ouest Est
x
Source :
Sh De Moor, 91
La conversion d’énergie barotrope correspond à un transport méridien de
v’
quantité de mouvement zonal u’ ou sommaire général sommaire général
Chap 2. Les autres sources d’énergies présentes sous les tropiques
: l’instabilité barocline et l’instabilité barotrope
L’instabilité barotrope : illustration
Dans les régions tropicales, certains phénomènes d’échelle synoptique peuvent être
expliqués par l’instabilité barotrope.
Nord Situation sur l’Afrique de l’Ouest:
z Sh en juillet-août
14°N JEA
orientation SO/NE
12°N de l’axe des
Sh thalwegs
600-700 hPa
Est
: onde d’est
- au sud du JEA, vers 12°N, le cisaillement horizontal de vent est de sens opposé (dirigé
vers l’ouest) à l’inclinaison horizontale de l’axe des thalwegs-dorsales des ondes d’est
africaine (dirigé vers l’est) ce qui favorise leur développement.
sommaire général
Chap 2. Autre source d’énergie sous les tropiques : le relief
Le relief
Le relief n’est pas un mécanisme intrisèque à l’atmosphère mais joue comme un
élément extérieur favorable à la formation de perturbations tropicales
exemple 1 : naissance de lignes de grain de façon préférentielle sur le massif de
l’Aïr sur l’Afrique
exemple 2 : le relief sur la Corne de l’Afrique génère des ondes gravité
en aval et donne de l’énergie aux ondes d’Est africaines
sommaire général Chap 3 Climats régionaux
Bibliographie chap.2
- De Moor G. et P. Veyre, 1991 : ‘Les bases de la météorologie dynamique’ Cours et Manuel n°6 -
p.193
- Lafore : Support de cours ‘Convection’, Partie 2 écrite par J. P. Lafore CNRM/GMME.
- Morel P. éditeur (1973) : ‘Dynamic Meteorology’ –D. Reidel Publishing Company – 622 p.
