Eclatement du vortex polaire: quelles conséquences sur notre météo?

A priori, seuls les initiés et les hivernophiles en auront eu connaissance: c’était prévu depuis plusieurs semaines par le modèle GFS, et c’est bien arrivé. Hier, le vortex polaire a éclaté sous la pression d’un réchauffement stratosphérique soudain (ou SSW en abréviation anglaise).
 
Après trois lignes, on doit en avoir déjà perdu quelques-uns d’entre vous. Reprenons pas à pas. Habituellement, on considère que la troposphère, qui va du sol à une dizaine de kilomètres d’altitude, concentre la plupart des phénomènes météorologiques. Cela est en partie vrai. En partie parce que ces phénomènes météorologiques sont, pour certains d’entre eux, modifiés par des mécanismes physiques qui n’ont pas toujours lieu dans cette troposphère.
 
Nous nous rendons dans la stratosphère, cette couche au-dessus de la troposphère. La stratosphère commence vers une dizaine de kilomètres d’altitude, et va jusqu’à environ 50-60 km. C’est qu’il s’en passe aussi des choses, dans cette stratosphère. Il y a déjà la couche d’ozone et, en corollaire, son célèbre trou d’ozone centré sur l’Antarctique. 
 
Bien moins connus, il y existe aussi une série de « vents ». Au niveau de l’équateur, il existe un flux qui se déplace plus ou moins le long des Tropiques et qui change de sens tous les un à deux ans. C’est ce qu’on appelle l’Oscillation quasi-biennale. Pour ceux qui souhaitent en savoir plus, voir cet article de Wikipedia.
 
Plus près de nous, au-dessus de nos têtes, il existe un tube de vents très rapides et se déplaçant grosso modo d’ouest en est en temps normal. Ce tube de vents n’existe que du début de l’automne au début du printemps. Dans l’hémisphère sud, un tube similaire cercle l’Antarctique pendant l’hiver austral (donc pendant notre été à nous). Ce courant est appelé le Courant Jet de la nuit polaire. Attention à ne pas le confondre avec le Jet-stream traditionnel qui souffle en troposphère.
 
Ce Jet de la nuit polaire doit son existence au gradient de températures entre une énorme masse d’air glacial qui trône au-dessus des latitudes polaires en hiver, et son extérieur, plus chaud. Cette masse d’air froid et le tube de vents qui en marque le bord porte le nom de Vortex polaire. Il s’agit d’un phénomène tout à fait normal qui naît à chaque début d’automne par refroidissement de l’air suite à l’allongement des nuits, et qui se détruit au printemps par réchauffement lié à l’allongement des jours.
 
En temps normal, le vortex polaire et son Jet de la nuit polaire, ça ressemble grosso modo à ça:
 
Modélisation du vortex polaire le 14 janvier 2018 (source: Earthnull).
 
Sur cette carte, l’intensité des vents est représentée par des couleurs. Le bleu indique des vents faibles, le rosé-blanc des vents très rapides. Le Jet de la nuit polaire apparaît donc en rosé-blanc. En tant que vent thermique (= existant du fait du gradient de températures), il souffle en ayant toujours l’air plus froid à sa gauche et l’air plus chaud à sa droite. Ca peut apparaître anodin, mais nous y referons appel plus loin.
 
Il est à noter que c’était l’état du vortex il y a presque un mois, et qu’il était à ce moment-là en grande forme, peut-être même un peu plus puissant que d’habitude. Il n’est pas impossible qu’il soit en partie responsable des tempêtes de janvier, mais il est difficile de l’affirmer.
 
Parce que oui, et c’est là que ça devient intéressant, ce grand rond-point stratosphérique peut avoir des incidences sur les courants en troposphère, et donc en bout de course sur notre météo. A la manière d’engrenages, le vortex polaire peut communiquer la direction de ses vents à ceux de la troposphère. Dès lors, avec un vortex puissant, il est assez cohérent d’avoir un Jet-stream puissant en troposphère, et donc un risque de tempêtes. Il ne faut cependant pas perdre de vue qu’il n’est pas le seul mécanisme – loin de là – à régir nos vents et notre météo. Ce serait trop simple sinon…
 
Revenons-en à notre vortex. Voici son état modélisé en ce moment même:
 
Modélisation du vortex polaire le 10 février 2018 (source: Earthnull).
 
Pour faire un mauvais jeu de mots, ça ne tourne manifestement plus très rond. Enfin si, ça tourne encore, mais de manière très désordonnée. On n’a plus un seul vortex polaire bien constitué, mais deux plus petits: un centré sur le Grand Nord canadien et un autre sur la Russie. Sur l’Europe, on a un « anti-vortex », où le vent tourne dans le sens inverse de celui d’un vortex. 
 
Il s’est donc passé quelque chose: le vortex polaire, au départ unique, a éclaté en deux plus petits. Nous parlions du gradient de températures et du sens du vent vis-à-vis de l’air froid et de l’air chaud. C’est ici que se trouve la clé de cet éclatement.
 
En introduction, nous parlions d’un réchauffement stratosphérique soudain. Comme son nom l’indique, il s’agit d’une augmentation brutale de la température dans la stratosphère. Cette modification perturbe le gradient de températures qui fait exister le vortex. Déstabilisé par cette attaque de chaleur, le vortex a fini par éclater, ce qui a modifié de manière profonde le régime des vents dans la stratosphère. L’animation ci-dessous, tirée du modèle GFS d’il y a quelques jours, montre la déstabilisation de la masse d’air froid (en bleu) du vortex polaire par de l’air plus chaud, cette onde chaude venant ici de la troposphère.
 
Eclatement du vortex polaire (bleu) tel que modélisé par GFS le 1er février (source: Meteociel).
 
Et maintenant, on en revient à nos hivernophiles. Si cet événement – qui en soi n’a rien d’exceptionnel il faut le dire, ça se produit de temps à autre – est si intéressant, c’est parce que les éclatements du vortex polaire ont régulièrement été suivi de périodes froides voire très froides sur l’Europe. En effet, la perturbation et l’inversion des vents en stratosphère se communique généralement à la troposphère en une quinzaine de jours. Dès lors, notre habituel flux d’ouest caractéristique de nos hivers perdrait là un allié de poids – le vortex et son Jet donc – et pourrait ralentir. Or, un flux d’ouest qui ralentit, ça laisse la place à d’autres flux dirigés vers nos régions, notamment des flux de nord ou d’est, beaucoup plus froids.
 
Une remarque toutefois. Vortex polaire qui éclate ne veut pas forcément dire débarquement du Grand Hiver chez nous. Il s’est déjà vu quelques cas d’éclatement qui n’étaient pas suivis de froid. Les flux qui nous concernent, on l’a dit, sont aussi régis par d’autres mécanismes. Mais comme on l’a dit aussi, en perdant le vortex, ces flux perdent l’un de leurs générateurs. Dès lors, les chances de voir ces flux se modifier augmentent, et en conséquence notre météo peut s’en trouver affectée.
 
En janvier 2013, le vortex polaire a également éclaté. Il s’en est suivi une deuxième partie d’hiver froide et régulièrement neigeuse qui s’est éternisée jusque début avril. A la mi-mars, nous connaissions même des chutes de neige très abondantes et des températures aussi basses que -15°C localement, ce qui est exceptionnel à ce moment-là de l’année.
 
Pour en revenir à la situation actuelle, le modèle GFS semble déjà entrevoir ces modifications de flux pour la fin février. Reste à voir si ce serait effectivement le cas, mais si nous étions amenés à connaître une fin d’hiver carabinée, une partie des causes serait donc vraisemblablement à aller chercher dans la stratosphère.
 
Pour aller plus loin
 
Nous avions déjà écrit un article sur le sujet: Vortex polaire et réchauffement stratosphérique
 
Voir l’article sur l’hiver 2012-2013: Un hiver sans fin
 
 

Régimes de temps

Introduction

Jour après jour, la météo change sans arrêt. Cette matinée est froide et enneigée, et dans l’après-midi un redoux accompagné de pluie se fait. La veille, le brouillard avait persisté toute la journée ; le lendemain le vent se lève. Cette journée d’été est très chaude, et deux jours plus tard, après le passage des orages, il fait frais et humide.
 
Pour prévoir cette évolution du temps, nous pouvons nous appuyer sur des modèles numériques, la force brute en quelque sorte.
 
Il existe cependant aussi la possibilité, derrière cette diversité de temps sensible en Belgique, de rassembler des situations qui se ressemblent en quelques « paquets », de dessiner les contours de quelques situations types. Ce sont les régimes de temps. Nous vous montrerons comment la dynamique d’échelle synoptique et supra-synoptique peut s’enchaîner pour aboutir à quelques situations types chez nous. Et nous vous montrerons qu’au sein de ces régimes de temps, le temps sensible est souvent très similaire.

Atmosphère, gradients et rotation

 

La planète présente une double particularité que nous allons détailler. Nous allons tout de suite poser de grands mots, pour nous expliquer juste après. Il y a d’une part un gradient des principales quantités physiques en allant vers les pôles, et la rotation propre de la planète.
 
Déjà, gradient, qu’est-ce donc ? C’est un contraste, c’est une « pente » quelconque. Pour mieux nous comprendre prenons une maison en ces temps de froidure. À l’intérieur de l’habitation, il fait chaud, alors qu’à l’extérieur il fait froid. Le gradient en physique est une notion qui sert à modéliser ce contraste. On peut voir cette différence comme une pente. L’air chaud tente de s’écouler en quelque sorte vers le froid. Et nous en faisons l’expérience quotidienne. Dans les habitations, la chaleur tend à s’échapper vers l’extérieur.

 

Illustration du concept de gradient. Image piquée à ce site : http://www.energie-environnement.ch/conseils-de-saison/416-fermer-les-volets-et-les-stores-quand-la-nuit-tombe
Sur ce petit schéma nous avons illustré ce concept de pente, à travers les murs de l’habitation, avec une petite réglette pour donner les valeurs de températures. Cela reste purement schématique, mais montre comment les physiciens se représentent un contraste. Dehors, il fait froid, à l’intérieur il fait chaud, et au travers du mur il y a une pente qui mène du froid au chaud. Il semble logique que l’air chaud va « couler » le long de la pente. Nous pouvons parler aussi d’une différence de potentiel, l’air chaud représentant un haut potentiel, et l’air froid un bas potentiel. Tout comme au sommet d’une pente, il suffit de se laisser rouler jusqu’en bas. Alors qu’arrivé en bas, nous n’avons plus d’énergie potentielle, et il ne suffit plus de se laisser rouler pour remonter la pente…
 
Pour la température du globe, cela signifie la même chose. Plus nous allons vers les pôles et plus il fait froid en moyenne. Cela peut sembler une évidence. Le Sud, c’est le Soleil, la chaleur. Cependant, cette tendance implique effectivement une sorte de « pente », l’air ayant tendance alors à s’écouler vers le froid pour homogénéiser la température globale.

 

Profil de températures à la surface de la Terre, du Pôle Sud à gauche au Pôle Nord à droite
Le profil de température illustre cette pente. Il est assez fortement idéalisé (il fait nettement plus froid au Pôle Sud par exemple…) mais reste un bon schéma d’illustration. Nous voyons que la Belgique est en plein dans cette pente de températures.
 
Il existe le même gradient pour l’humidité, c’est-à-dire la teneur en vapeur de l’atmosphère. Les régions tropicales ont une forte teneur en vapeur d’eau, comparées aux latitudes moyennes et aux latitudes polaires. Il s’agit là aussi d’un gradient d’énergie, puisque la vapeur d’eau est une importante source d’énergie.

 

Teneur en vapeur d’eau de l’atmosphère (en jaune – brun, les fortes humidités et en violet les faibles humidités). Image du Cooperative Institute for Meteorological Satellite Studies à partir des données TMI du satellite TRMM : http://tropic.ssec.wisc.edu/real-time/mimic-tpw/global/main.html
Sur cette animation, nous voyons bien que l’humidité se concentre dans les régions tropicales. De plus, nous voyons également que l’humidité est entrainée vers le Nord-Est pour alimenter un peu les latitudes moyennes. C’est un point que nous allons développer.
 
Et enfin, ce gradient existe aussi pour une autre quantité qui est le vent. Cette notion est très abstraite (même pour les spécialistes ce n’est pas le concept le plus facile à appréhender…). Il s’agit là aussi d’un gradient d’énergie.

 

L’autre paramètre à prendre en compte est la rotation de la Terre. Si la Terre ne tournait pas sur elle-même, les choses seraient bien plus simples. L’air pourrait circuler des zones de hauts potentiels vers les zones de bas potentiels sans souci, et effacer les gradients. Cependant, la rotation de la Terre perturbe cet écoulement naturel. Ce mouvement tend à maintenir les gradients et à maintenir les différences de potentiel. Les régions tropicales sont situées les plus loin de l’axe de rotation de la Terre.

 

Ce faisant, l’atmosphère dans les régions tropicales possède ce qu’il convient d’appeler un « moment angulaire » important. C’est en fait le principe de la fronde : Voir ICI 

 

Pour que la pierre lancée possède une forte énergie, il faut tourner la fronde rapidement et à distance de soi. Cette énergie est nommée « moment angulaire », c’est une énergie de rotation. La longue lanière permet de donner plus d’énergie pour la même vitesse de rotation. Si nous tenons la fronde plus court, alors il faut la tourner plus vite pour avoir la même énergie (faites l’expérience chez vous ^^ ). Il se passe la même chose pour l’atmosphère. Si l’air se déplace vers le Nord, sa distance à l’axe de rotation diminue. Tout comme pour la fronde tenue trop court, il faut alors que l’air accélère la rotation. Ce qui se traduit par un mouvement vers l’Est de plus en plus rapide. Cette contrainte sur le moment est une autre raison qui explique que le flux sous nos latitudes soit essentiellement de l’Ouest vers l’Est.

 

Déferlements des ondes

 

L’interaction de ces gradients et de la rotation de la Terre produit aux latitudes moyennes (entre 30°N et 70°N environ) une zone de conflit entre l’air chaud et humide au Sud et l’air froid et sec au Nord. C’est dans ce contexte que se met en place la circulation atmosphérique moyenne d’Ouest, avec un jet qui atteint son maximum d’intensité vers 11km à 13km d’altitude. Ce jet est parfois dédoublé entre un jet subtropical et un jet polaire.

 

Sur cet écoulement essentiellement d’Ouest se superposent des ondes qui assurent les transports méridiens, c’est-à-dire les transports Sud-Nord, d’énergie. Ce point est illustré dans la carte suivante. La Belgique est un peu près au centre en haut de la carte. Sur le flux d’Ouest moyen des hautes latitudes se superpose une succession de crêtes et de creux.

 

Situation prévue par le modèle états-unien GFS pour le 13 Décembre 2014. Source : http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsavneur.html
Ces ondes peuvent être vues comme les vagues dans un écoulement :

 

Les vagues. Crest se traduit par crête et through par creux. Source : http://faculty.scf.edu/rizkf/OCE1001/OCEnotes/Waves.htm

 

Parfois, ces ondes peuvent déferler, comme les vagues peuvent le faire. Ces déferlements assurent des brassages importants de l’énergie. Lorsque le déferlement provoque un « enroulement » de la vague dans le sens anticyclonique (dans l’Hémisphère Nord, c’est le sens des aiguilles d’une montre), on parle en toute logique de déferlement anticyclonique. Et lorsque le déferlement provoque un enroulement de la vague dans le sens cyclonique (dans l’hémisphère Nord, c’est le sens contraire des aiguilles d’une montre), on parle de déferlement cyclonique. Un exemple de déferlement cyclonique est fourni sur ces images pour le 21 – 22 Octobre. La première image est bardée d’indications pour montrer les ondes (succession de flèches rouges et bleues) et le déferlement (enroulement cyclonique en gris). La deuxième image montre la même séquence d’événements avec des images supplémentaires et sans les flèches en tous sens.

 

Sur ces cartes, les couleurs représentent la hauteur de la surface 500 hPa, vers 5500m d’altitude. Les traits blancs sont la pression de surface. Les traits noirs sont une température moyenne sur la colonne atmosphérique (de la surface à 500 hPa) exprimée en mètres de hauteur.

 

Déferlement cyclonique du 21-22 Octobre 2014. Source : http://www.wetter3.de/Archiv/

 

Déferlement cyclonique du 21-22 Octobre 2014. Source : http://www.wetter3.de/Archiv/

 

La variabilité de ces ondes et de leur déferlement est pilotée par des facteurs très divers. La convection tropicale est une source importante d’énergie et perturbe fortement les ondes atmosphériques. Les anomalies de températures de l’Océan, les reliefs, les contrastes entre les terres et les mers sont aussi une source de forçage de l’activité ondulatoire. Plus récemment, le forçage de l’Océan Arctique et de l’enneigement de l’Hémisphère Nord a également pris une grande importance. Nous en avions fait état à plusieurs reprises sur ce blog :
 

La fonte de la banquise arctique
Le dérèglement du climat ouest-américain

Ici, nous nous intéresserons aux régimes de temps. Ce sont des schémas de circulations types qui résultent de l’arrangement spécifique des ondes et de leurs déferlements. Ces régimes de temps persistent quelques jours et déterminent le temps ressenti au jour le jour en Europe. Nous nous contenterons donc d’analyser comment les ondulations du jet module notre temps. En fonction des mêmes facteurs qui modulent les ondes, les sources de chaleurs (anomalies des températures de l’Océan par exemple), la convection tropicale ; ces régimes s’enchaînent différemment. De plus, il y a une part de variabilité intrinsèque, certaines évolutions de la circulation atmosphérique étant privilégiées au détriment de certaines autres.

 

Cartes isentropiques

Rien que le mot isentropique doit déjà faire peur à beaucoup… Sans rentrer dans le détail du pourquoi et du comment, pour illustrer notre propos nous utiliserons aussi ces cartes :

 

Isothêta = 320K du 02 Novembre 2014. Source : http://www.wetter3.de/Archiv/
Simplement, les fortes valeurs, en couleurs chaudes, représentent des anomalies cycloniques et les faibles valeurs, en couleurs bleues et violettes, représentent des anomalies anticycloniques. Le vent est également représenté en blanc, suivant la convention des barbules. En général, le vent est fort lorsqu’une anomalie anticyclonique et une anomalie cyclonique se frottent l’une à l’autre.
 

Régimes de temps en Hiver

 

Les régimes de temps sont au nombre de quatre, et sont légèrement différents entre l’Été et l’Hiver. Ils sont définis par des anomalies de la hauteur du géopotentiel 500 hPa. La surface 500 hPa se trouve en moyenne vers 5500 mètres d’altitude, mais cette altitude peut varier. Une anomalie négative indique des conditions cyclonique et plutôt froides, alors que des anomalies positives indiquent des conditions anticycloniques et plutôt chaudes. Et selon la loi de Buys Ballot, le vent laisse les bas géopotentiels à sa gauche et les hauts géopotentiels à sa droite.

 

Les régimes de temps sont calculés pour la région de l’Atlantique Nord, allant de la façade Est des USA aux portes de la Russie. Ici, lorsque nous parlerons des conséquences en termes de temps sensible pour « l’Europe », nous désignerons en fait l’Europe de l’Ouest, les pays limitrophes de la Belgique et la Belgique elle-même. Dans les images qui suivent, les flèches grises ne désigneront plus le sens des déferlements mais la position du jet. Il eut sans doute été préférable de choisir une autre convention de couleurs, mais étant donné que les cartes sont déjà très colorées, le choix était limité.

 

En Hiver, les régimes de temps sont les suivants :

 

Les quatre régimes de temps en Hiver. Crédit image : http://www.cerfacs.fr/~cassou/Regimes/regime.html
Nous voyons d’emblée que les quatre régimes se produisent avec une fréquence à peu près égale. Nous allons détailler chacun d’eux.
 
La NAO- correspond à un affaiblissement de l’anticyclone subtropical. Les déferlements cycloniques sont nombreux sur l’Atlantique. Le jet polaire s’affaiblit alors et se retrouve anormalement au Sud. C’est un régime de temps plutôt favorable aux froids modérés, mais qui peut malgré tout apporter de la douceur et de la pluie dans certains cas limites. La neige est assez fréquente dans cette configuration. C’est le cas de Janvier 2010 par exemple. Notez que le jet est rejeté loin vers le Sud et ondule. Sur l’Europe c’est donc un flux de Nord à Nord-Est qui rentre. Sur les cartes isentropiques, notez que les déferlements cycloniques s’enchaînent sur l’Atlantique. Le rejet du jet vers le Sud est une des conséquences des déferlements cycloniques. Comparé à la même animation un peu plus bas pour un cas de NAO+, la différence est spectaculaire.

 

Situation du 02 Janvier 2010 d’après la Réanalyse NCEP/NCAR. Source : http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsreaeur.html
Animation du 30 Décembre au 04 Janvier 2010 qui montre que les anomalies cycloniques déferle sans relâche sur l’Atlantique, forçant le jet à s’enfoncer très au Sud. Source : http://www.wetter3.de/Archiv/

 

La NAO+ correspond à un renforcement de l’anticyclone subtropical, et le jet polaire augmente en puissance et remonte au Nord. Les déferlements anticycloniques se renforcent sur le bassin méditerranéen et le proche Atlantique ; les déferlements cycloniques quant à eux sont exacerbés sur l’Islande, maintenant fermement le jet en place sur l’Atlantique. C’est en quelque sorte l’exagération de la situation climatologique. Le flux est à l’Ouest et fait rentrer largement la douceur atlantique en Europe. On parle aussi de régime de temps zonal, pour exprimer cette idée de circulation d’Ouest. C’est classiquement le régime de temps des tempêtes, du temps doux, gris et pluvieux. Le froid est très peu probable dans cette configuration et le risque de neige négligeable. Dans certains cas, lorsque l’anticyclone établit plus fermement son emprise sur l’Europe, il peut se produire un froid par inversion. Ce régime de temps fut celui de Décembre 2011, qui fut particulièrement arrosé et venté. Notez le flux d’Ouest très tendu et très au Nord caractéristique de cette situation. Sur la carte isentropique, nous voyons que le déferlement anticyclonique bouscule tout à la manière d’un bulldozer et rejette le jet très au Nord. Le déferlement cyclonique est moins spectaculaire mais il est quand même présent. Le déferlement cyclonique tend lui au contraire à enfoncer le jet au Sud. Du conflit des deux résulte ce jet très tendu et très rapide sur l’Atlantique.

 

Situation du 3 Décembre 2011 d’après la Réanalyse NCEP/NCAR. Source : http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsreaeur.html

 

Animation du 01 au 04 Décembre 2011 qui montre le déferlement anticyclonique de l’anomalie anticyclonique sur l’Atlantique et le déferlement cyclonique de l’anomalie cyclonique sur l’Islande. Source : http://www.wetter3.de/Archiv/

 

L’Atlantic Ridge correspond à une remontée de l’anticyclone subtropical vers le Groenland. Le jet décrit une large boucle sur l’Atlantique, et les déferlements anticycloniques sont très fréquents sur le proche Atlantique. Sur l’Europe, il rabat de l’air froid et maritime en plein flux de Nord. C’est rarement une situation à grand froid. Par contre, la neige est fréquente et abondante. Le mois de Décembre 2010 a été marqué par une forte amplitude de ce régime de temps. Notez que le jet est à nouveau rejeté loin vers le Sud et tend à onduler, comme dans le cas de la NAO-. Cependant, dans ce cas, les dépressions ne circulent absolument plus sur l’Atlantique. Au contraire, un barrage anticyclonique se met en place sur l’océan. Les dépressions descendent alors en flux de Nord tout droit de l’Arctique, apportant du froid modéré et de la neige. Sur la carte isentropique, nous voyons le bel enroulement anticyclonique sur l’Atlantique qui ouvre un boulevard aux descentes polaires.

 

Situation du 17 Décembre 2010 d’après la Réanalyse NCEP/NCAR. Source : http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsreaeur.html
Animation du 15 au 17 Décembre 2010 qui montre le déferlement anticyclonique de l’anomalie anticylonique sur l’Atlantique. Source : http://www.wetter3.de/Archiv/

 

Le Scandinavian Blocking ou blocage scandinave correspond à une remontée de l’anticyclone subtropical vers l’Europe du Nord, et à l’établissement d’un lien entre celui-ci et l’anticyclone sibérien. Les déferlements anticycloniques se multiplient sur l’Europe, forçant la séparation du jet avec une branche très Sud sur l’Afrique et une branche très Nord sur l’Islande. C’est le régime de temps le plus favorable aux grands froids pour une majeure partie de l’Europe, excepté l’Europe du Nord. Le flux s’établit alors à l’Est, voire au Nord-Est, et advecte des masses d’air froid et sec. Ce n’est par contre pas une configuration favorable à la neige, et encore moins à la pluie. Dans certains cas limites, l’alimentation en air froid du blocage fait défaut. Comme nous le verrons plus loin, c’est une configuration plus classique en saison chaude qu’en saison froide. Cependant, si cela se produit, l’Europe se retrouve alors dans un puissant flux de Sud doux et humide. C’est la configuration de cette fin Novembre 2014. Mais le blocage scandinave est aussi le régime de temps du froid Février 2012, illustration des deux opposés. En Février 2012, nous voyons que les dépressions sont bloquées sur l’Atlantique et n’avancent pas plus à l’Ouest. L’Europe est alors dans un flux de Nord-Est à Est froid et sec. Sur la carte isentropique, le schéma de déferlement est assez peu marqué et assez peu spécifique. Une succession de déferlement anticyclonique au Nord de la Scandinavie dévie le jet très au Nord. Cependant l’édifice reste assez bancal.

 

 
Situation du 02 Février 2012 d’après la Réanalyse NCEP/NCAR. Source : http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsreaeur.html

 

Animation du 31 Janvier au 03 Février 2012 qui montre le déferlement anticyclonique au nord de la Scandinavie. Source : http://www.wetter3.de/Archiv/

 

Régimes de temps en Été

Nous allons détailler chacun des régimes de temps de la saison chaude.

Les quatre régimes de temps en Été. Crédit image : http://www.cerfacs.fr/~cassou/Regimes/regime.html

 

Le blocage, blocage scandinave, correspond à une situation où l’anticyclone s’établit largement sur l’Europe. En saison chaude, il s’agit uniquement d’une situation propice à la chaleur, voire à la canicule. Le flux s’oriente au Sud et advecte des masses d’air tropicales. Le temps en Europe est donc particulièrement sec et chaud, souvent caniculaire. Ce fut le régime de temps dominant en Août 2003. Notez que le jet est complètement rejeté vers le Nord. L’Europe est dans alors situé au cœur de l’advection d’air tropicale.

 

Situation du 11 Août 2003 d’après la Réanalyse NCEP/NCAR. Source : http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsreaeur.html

 

L’Atlantic Low, dépression atlantique en français, correspond à la variante estivale de la NAO+. Le courant perturbé en cette saison est cependant rejeté très au Nord. L’Europe est alors protégée. Le flux s’oriente au Sud-Ouest sur nos régions. Les masses d’air sont alors chaudes et humides, mais les canicules sont un peu moins fréquentes. C’est une configuration favorable au temps chaud, mais plutôt instable et orageux, parfois caniculaire. Ce fut le régime de temps de Juin 2003. Le jet est orienté du Sud-Ouest au Nord-Est et l’Europe reste au Sud de ce jet. C’est une situation similaire à la NAO+ hivernale mais en Été les champs de pression sont plus « mous » en moyenne et  le jet plus au Nord.

 

Situation du 19 Juin 2003 d’après la Réanalyse NCEP/NCAR. Source : http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsreaeur.html

 

La NAO- correspond à un affaiblissement de l’anticyclone subtropical. Le jet polaire s’enfonce donc anormalement vers le Sud. Pour l’Europe, c’est un temps perturbé qui domine, souvent en flux d’Ouest. Les températures peuvent être particulièrement fraîches, et les précipitations abondantes. Ce fut le cas en Juillet 2011, qui aura hésité entre NAO- et dorsale atlantique. Le jet est alors anormalement au Sud, et la Belgique prend de plein fouet les perturbations.

 

Situation du 07 Juillet 2011 d’après la Réanalyse NCEP/NCAR. Source : http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsreaeur.html

 

L’Atlantic Ridge, la crête atlantique, correspond à un soulèvement de l’anticyclone sur l’Atlantique. Le jet décrit alors une large courbe sur l’Atlantique. L’Europe se retrouve alors plongée dans un flux de Nord-Ouest frais et perturbé. Le mois d’Août 2006 fut marqué par ce régime de temps. Notez la similitude avec le schéma synoptique hivernal. Si ce n’est qu’il fait en moyenne plus chaud en Été, le flux reste frais et perturbé.

 

Situation du 15 Août 2006 d’après la Réanalyse NCEP/NCAR. Source : http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsreaeur.html

 

Intérêt de la prévisibilité à moyenne échéance

Un des intérêts de cette décomposition en régimes de temps est de permettre la prévision à quelques semaines. Le passage d’une perturbation un jour donné ne peut être prévu plus de 5 jours à l’avance au mieux. Cependant les changements de régimes de temps sont prévisibles à plusieurs semaines d’échéances. La modulation des ondes planétaires et de leurs déferlements sont prévisibles à plus longue échéance car ce sont des structures de grande échelle, avec une certaine persistance. Les régimes de temps, qui matérialisent donc cet arrangement d’ondes et de déferlements, peuvent être prévus plusieurs semaines à l’avance. Et puisqu’ils sont associés à des conditions météorologiques assez spécifiques pour chacun d’eux, on peut estimer le ressenti moyen des semaines à venir.

 

Les régimes de temps sont forcés par des facteurs qui commencent à être bien identifiés maintenant. Une des plus importantes sources de forçage des régimes de temps est la convection tropicale. Cette convection libère énormément d’énergie, énergie qui peut moduler la transition d’un régime à l’autre.

 

De plus, spontanément les régimes de temps tendent à évoluer d’une manière privilégiée. Le schéma de transition classique est celui d’une situation NAO+ suivi d’une situation de blocage suivi d’une situation de NAO-. Une évolution d’une situation de blocage scandinave à une situation de crête Atlantique est par exemple assez peu fréquente.
 
Les températures de surfaces de l’Océan Atlantique jouent également un rôle important dans la détermination des régimes de temps.
 
La connaissance des ces interactions permet de déterminer empiriquement l’évolution synoptique à l’échéance de quelques synoptiques. Malgré que la technique soit assez artisanale, elle n’en reste pas moins efficace.

 

Évolution des régimes avec le changement climatique

 

Il existe deux évolutions distinctes mais qui s’entremêlent l’une et l’autre.
 
D’une part, à même régime de temps, il fait de plus en plus chaud. C’est le cas de l’Hiver 2009-2010 par exemple, froid dans l’absolu mais extrêmement doux par rapport à une situation synoptique favorable aux grands froids comme rarement l’Europe connait. Une étude a ainsi montré que l’Hiver 2009-2010 aurait dû faire partie des deux hivers les plus froids depuis la seconde guerre mondiale, au côté du fameux Hiver 1962-1963. Au lieu de cela, le réchauffement des températures a projeté l’Hiver 2010 dans la frange des 15% d’Hivers les plus froids. Une solide différence donc…
 
D’autre part, il existe une évolution des régimes de temps en eux-mêmes. Au début des années 2000, les scientifiques avaient sous-estimé la rapidité des impacts du changement climatique. Ils s’attendaient donc en majorité à une plus grande fréquence du régime NAO+ au détriment du régime NAO-. Cela aurait conduit à des Hivers plus doux, plus humides et plus tempétueux ; et à des Étés plus sec et plus chaud.  Depuis, la réalité nous a rattrapé. Le régime NAO+ a fortement reculé ces derniers années, et il s’est en plus dénaturé, le régime NAO+ tel qu’il existait dans les années 80-90 n’ayant pas refait surface depuis, entre autre exemple.

 

Quelques références

http://www.cnrm.meteo.fr/recyf/IMG/pdf/Michel_et_al12.pdf
http://www.cnrm.meteo.fr/recyf/IMG/pdf/Michel_and_Riviere11.pdf
http://www.cerfacs.fr/globc/links/presentation/Sieste_cassou_2008.pdf

Vortex polaire et réchauffement stratosphérique

La stratosphère

Pour comprendre la suite de l’article, il est impératif de faire un arrêt sur cette tranche de l’atmosphère. La stratosphère commence à environ 10-15 km d’altitude (la hauteur variant selon la latitude) et se termine à environ 50 km d’altitude. Cette tranche d’air est stable dans le sens où la convection n’y existe pas, contrairement à la tranche inférieure, la troposphère, qui est le siège de la plupart des événements météorologiques. Ceci fait même dire à certains que la météo s’arrête à la tropopause, soit la limite entre la troposphère et la stratosphère. S’il est vrai que les effets des phénomènes météorologiques existent essentiellement dans la troposphère, il ne faut nier la dynamique de la stratosphère dont les modifications peuvent avoir un impact considérable sur la météo « d’en dessous ».

Dans la stratosphère, la température de l’air est pratiquement stable entre 10 et 25 km d’altitude, autour de -55°C en moyenne. Plus bas, elle décroit avec l’altitude. Plus haut, elle augmente à nouveau avec cette même altitude, finissant par atteindre environ 0°C au niveau de la mésopause, la limite entre la stratosphère et la mésosphère, à environ 50 km d’altitude. Au-dessus, dans la mésosphère, elle diminue à nouveau.


Le comportement du gradient thermique stratosphérique est dû à la présence de l’ozone. Ce gaz joue un rôle prépondérant dans la dynamique de cette partie de l’atmosphère. En absorbant les rayons UV, il connait un gain d’énergie qu’il redistribue à l’air sous forme de chaleur. Ceci explique l’augmentation progressive de la température entre 25 et 50 km d’altitude. En-dessous, la couche isothermique (où la température n’évolue pas avec l’altitude) est due à l’apport thermique de la couche d’ozone située plus haut, et ce par conduction.


Vortex polaire?


Le vortex polaire est une grosse dépression d’altitude située sur les régions arctiques et remplie d’air froid. Dans la stratosphère, il y règne des températures inférieures à -80° lorsque le vortex est très bien constitué et concentré. Cela a deux conséquences intimement liées : 


1) Le contraste entre ces températures très froides et les températures nettement plus chaudes des Tropiques va provoquer l’établissement d’un puissant courant d’Ouest. En effet, en bordure du vortex se forme un courant dit Jet de la nuit polaire, qui est un vent thermique. Sans entrer dans les détails, la théorie du vent thermique se résume comme suit: un courant s’établira dans un sens bien précis si, à la gauche de ce sens se trouve un air froid et à la droite un air chaud. Le vent est d’autant plus rapide que le contraste est important ; 


2) Les hautes pressions subtropicales ne peuvent percer cette masse froide et ne peuvent donc s’établir vers les latitudes septentrionales où elles généreraient alors un courant de Nord à Est déferlant sur nos régions. 

 

Cette image de décembre 2013 montre un vortex très solide, très concentré et rempli d’air froid jusqu’à moins de -80° à certains niveaux, environ 15° de moins que la normale. Dans ces conditions, on comprend la violence du courant Jet qui a enfanté la tempête Dirk les 22 et 23 décembre (440 km/h!) et l’impossibilité pour les hautes pressions d’établir des crêtes vers le Groenland ou la Scandinavie. Au-dessus du Jet-Stream, le Jet polaire stratosphérique était surpuissant compte tenu de l’important gradient de températures, et maintenait dès lors un vortex bien fermé.
 
En soi, un vortex polaire bien concentré est un élément tout à fait normal du paysage dynamique de la stratosphère. De plus, il en existe sur d’autres planètes. Ce sont plutôt les modifications morphologiques affectant le vortex qui sont plus inhabituelles et qui peuvent modifier durablement le temps en Europe, mais aussi ailleurs dans l’hémisphère nord.
 
Comment se forme le vortex polaire?
 
Il convient de faire ici la différence entre le vortex polaire stratosphérique dont nous venons de parler, et le vortex troposphérique, en-dessous de ce dernier.
 
La composante stratosphérique atteint le maximum de sa force en hiver tandis qu’elle disparaît complètement en été. Son homologue troposphérique est également très puissant en hiver, mais ne disparaît pas complètement en été, même si sa taille est relativement réduite. Les mécanismes qui régissent la formation de ces composantes sont différents. Si la composante troposphérique obéit essentiellement à des mécanismes physiques, celle de la stratosphère répond davantage à des phénomènes physico-chimiques. L’ozone stratosphérique joue alors un rôle fondamental.
 
Au début de l’automne boréal, les nuits commencent à réapparaître aux pôles, incluant donc un ensoleillement moins important. Ceci est réduit de faco la quantité de rayons UV absorbés par l’ozone. Consécutivement, la quantité de chaleur produite diminue. La stratosphère commence à se refroidir au-dessus du pôle: c’est le début de la formation du vortex polaire. L’air continue de se refroidir au fur et à mesure de l’allongement des nuits, jusqu’à la nuit polaire où le vortex atteint le maximum de sa puissance. Plus l’air au sein du vortex se refroidit et plus le Jet polaire, en tant que vent thermique, prend de la puissance.
 
A l’inverse lors du printemps boréal, le retour du soleil permet de relancer le processus d’absorption des UV par l’ozone, ce qui enclenche le réchauffement de la stratosphère polaire et qui détruit petit à petit le vortex stratosphérique… jusqu’à l’automne suivant où le cycle recommence.
 
Réchauffement stratosphérique soudain
 
Il arrive que l’air du vortex se réchauffe en d’autres circonstances que celles qui régissent l’habituel cycle construction – destruction du vortex. Ces phénomènes, abrégés en SSW (Sudden Stratospheric Warming) voient l’air du vortex se réchauffer de plusieurs dizaines de degrés en l’espace de quelques jours, entraînant une déstabilisation massive du vortex et le chamboulement des vents stratosphériques qui en dépendent. Il faut néanmoins distinguer deux types de SSW selon leur importance:
 
– Les SSW mineurs qui ont un impact limité sur la dynamique du vortex.
– Les SSW majeurs qui parviennent à modifier durablement tout le fonctionnement du vortex, jusqu’à le déplacer ou le faire exploser en plusieurs lobes.

Ces SSW, pour rester simples, sont dus à des forçages provenant de la troposphère ou de la mésosphère. En considérant la troposphère, nous devons intégrer la notion d’onde de Rossby. Ces ondes sont formées par les ondulations du Jet-stream qui délimite le vortex polaire troposphérique de son environnement. Lorsqu’une onde de grande importance advecte une puissante bouffée d’air chaud en direction du pôle, l’énergie ainsi transportée vers les régions polaires peut se répercuter dans la stratosphère pour autant que cette énergie soit suffisamment importante. L’air du vortex stratosphérique commence alors à se réchauffer de manière brutale à partir de sa périphérie, de plusieurs dizaines de degrés en l’espace de quelques jours. Or, nous avons vu que les vents thermiques dépendaient du gradient de température entre l’air intra-vortex et l’air extra-vortex. Etant donné que le gradient se trouve diminué suite au réchauffement de l’air intra-vortex, les vents thermiques diminuent en force, et le vortex stratosphérique entre dans une phase instable. Deux événements peuvent alors survenir: un événement de déplacement ou un événement de division.


Evénement de déplacement, ou displacement event


Au cours du displacement event, le réchauffement de la stratosphère polaire n’est pas suffisant pour faire éclater le vortex. Celui-ci est simplement chassé par un anticyclone stratosphérique qui tend à prendre sa place au pôle. Les conséquences d’un displacement event sont moins importantes que celle d’un splitting event dont nous parlerons au point suivant.


L’animation ci-dessous est une prévision effectuée par le modèle GFS le 27 décembre 2012 pour une période allant du 3 au 7 janvier 2013. Elle montre l’onde « chaude » attaquant le vortex (bleu – mauve) depuis la Sibérie. Ce dernier est éjecté de ses quartiers habituels et poussé vers l’Europe tout en faiblissant. Une semaine après cette modélisation, plusieurs offensives hivernales et un basculement des flux d’air troposphériques s’opéraient sur le Vieux Continent. Nous reviendrons plus loin sur les impacts d’un dérangement du vortex polaire.




 

Evénement de division, ou splitting event

 
Le splitting event est le phénomène le plus extrême: la pulsion chaude finit par faire exploser le vortex en deux lobes. Dès lors, la circulation des vents stratosphériques est complètement perturbée, ceux-ci finissant par s’arrêter et même par changer de direction. 

L’image ci-dessous montre un splitting event en janvier 2013. La pulsion chaude, anticyclonique, a envahi le pôle et a fait éclater le vortex en deux lobes, l’un d’entre eux s’établissant sur le proche Atlantique, entraînant une modification profonde des circulations stratosphériques et troposphériques dans l’hémisphère nord. Au même moment, il neigeait abondamment sur l’Europe de l’Ouest. 


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Les displacement et splitting events de janvier 2013 en vidéo
 
La vidéo ci-dessous, réalisée par la NASA, montre le comportement du vortex polaire. Les zones blanches représentent l’air froid, et les zones sombres, l’air plus doux. En décembre, le vortex polaire est très concentré sur le pôle nord. Au Nouvel an, le SSW commence sous la forme d’une pulsion d’air chaud venue de Sibérie commence à l’écraser et à le chasser en direction de l’Amérique du Nord et de l’Europe. Enfin, le 7 janvier, la pression de l’onde chaude est tellement forte que le vortex finit par éclater en deux lobes, puis se déstructure complètement dans la dernière décade du mois.
 



Les conséquences

 
Les events (splitting ou displacement) ne sont pas rares, mais ils ne sont pas extrêmement fréquents non plus. Dans leur plus grande forme, ils sont capables d’entraîner de profondes modifications de la météo, et ce pour plusieurs semaines. Entre le moment où le phénomène se déclenche et son impact observé en surface, il s’écoule environ deux semaines. Ceci est intéressant car cela permet de voir venir les grandes modifications de la météo, essentiellement les offensives hivernales et les vagues de froid. Durant l’hiver 2012-2013, les prévisions du displacement event puis du splitting event ont permis d’envisager, environ 20 jours à l’avance, une brusque offensive de l’hiver.
 
Les dérangements du vortex polaire stratosphérique ne sont en effet pas sans conséquences sur son homologue troposphérique qui finit par être déstabilisé à son tour. La circulation habituelle d’ouest en est est en effet fortement dérangée par les modifications de direction des vents stratosphériques, le pire cas étant l’inversion de la direction de ces derniers suite à un splitting event. A son tour, le vortex polaire troposphérique finit par présenter de fortes ondulations, entraînant conséquemment une modification des vents en surface et en troposphère. Ainsi, en janvier, février et mars 2013, ces vents se sont retrouvés régulièrement orientés au nord ou au nord-est, amenant de l’air froid et de la neige qui donneront un hiver 2012-2013 costaud, anormalement froid et interminable.
 
A l’inverse, lors de l’hiver 2013-2014, le vortex polaire a également subi un SSW, le délocalisant vers l’Amérique du Nord qui a subi une impressionnante vague de froid tandis que l’Europe baignait dans la douceur et l’humidité.
 
Pour aller plus loin…
 
Pour tous ceux qui veulent suivre l’évolution du vortex polaire, vous pouvez aller sur le site de MeteoCiel dans l’onglet « Temp10Hpa stratosphère » :http://www.meteociel.fr/modeles/gfse_cartes.php?ech=6&code=code&mode=10&mode3h&runpara=0&carte=1