Anomalie dynamique à la tropopause

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Depuis les premieres etudes jusqu’a nos jours

Des histoires de temp^etes, petites, violentes, et imprevisibles, sont depuis longtemps presentes dans les cultures populaires nordiques. Le poete et pr^etre Petter Dass (1647-1707) a par exemple decrit la devastation d’un village de pecheurs dans le nord de la Norvege lorsque la majorite de la population masculine mourut lors d’une de ces temp^etes. Pour autant, les premieres etudes sur le sujet sont apparues dans les annees 1950. Celles-ci sont venues des meteorologistes des pays scandinaves et des ^les britanniques, dont les c^otes etaient parti-culierement touchees pendant les mois d’hiver. Les PLs ont alors pu ^etre nommes cold air depressions (Meteorological O ce, 1962), arctic instability lows (Dannevig, 1954; Rabbe, 1975), ou polartief (Scherhag and Klauser, 1962). Bergeron (1954) les a nommes extra-tropical hurricanes pour souligner leur ressemblance avec les ouragans tropicaux, alors que Dannevig (1954) a sugger que les mecanismes permettant leur formation pouvaient ^etre les m^emes. Ce dernier a egalement present un schema des courants et pressions de surface typiques autour de la Norvege lors d’un declenchement de PL.
On a vite remarqu que des surfaces de mer chaudes favorisaient leur developpement. Le transfert de chaleur de l’ocean vers l’atmosphere sert de source d’energie, la circulation de surface se forme alors par echange vertical de moment dans la masse d’air instable (Scherhag and Klauser, 1962; Rabbe, 1975). Rabbe (1975) a present plusieurs cas autour de la Norvege, a discute leur formation avec des equations de vorticite, et a fourni des exemples de cas presque impossibles a prevoir. Dans les annees 60, suite a d’importantes chutes de neige en Ecosse, les meteorologues et previsionnistes britanniques se sont egalement interesses egalement a ce sujet, ce qui a donne lieu a une serie de publications. Stevenson (1968) a etudie un PL qui donna pres de 30cm de neige et bloqua le tra c routier. Harrold and Browning (1969) ont approfondi l’etude de ce cas en utilisant des radiosondages et des observations synoptiques de surface, donnant ainsi le premier compte-rendu complet sur un PL referenc dans la litterature scienti que.
L’arrivee de l’imagerie satellitaire au cours des annees 1960 a amen une avancee majeure dans l’etude des PLs. Les premieres donnees disponibles ont et des images dans l’infra-rouge et parfois le visible. La (probablement) premiere publication d’une image satellite de PL par Suttie en 1970 a revel qu’un cas particulierement violent etait associe a un petit nuage en forme de virgule. Les images des hautes latitudes ont montre que les PLs et autres cyclones de meso-echelle etaient des phenomenes beaucoup plus courants et repandus qu’imagine jusqu’alors, et que les signatures nuageuses associees etaient tres variees.
Les premieres etudes theoriques sur les mecanismes de formation datent de cette epoque. Harrold and Browning (1969) ont sugger que les PLs resultent de l’instabilite barocline, appuyes ensuite par les etudes de Mans eld (1974) et Duncan (1977), alors que kland (1977) et Rasmussen, (1977 ; 1979) ont propose comme origine l’instabilite conditionnelle de second type (CISK, pour conditional instability of the second kind). Il est apparu clairement au cours des annees 1970, qu’a la fois des processus d’instabilite barocline et des processus convectifs jouaient un r^ole dans la formation, ou pendant le developpement de nombreux PLs.
Un handicap majeur dans l’etude des PLs a toujours ete le manque d’observations conven-tionnelles aux hautes latitudes. L’installation de plateformes petrolieres en mer du Nord et mer de Norvege au cours des annees 1980 a conduit a un nouvel e ort de recherche a n d’evaluer la dangerosit potentielle des PLs pour les installations. Ainsi entre 1983 et 1985, un projet international, le Norwegian Polar Low Project (Lystad, 1986; Rasmussen and Lystad, 1987), a amen une avancee considerable sur l’etat des connaissances. Durant ce projet, Shapiro et al. (1987) ont fait les premieres observations d’un PL par avion, Wil-helmsen (1985) a present une climatologie des PLs, et Nordeng (1987) a publie des etudes avancees sur la modelisation de ceux-ci.
La comprehension de la structure des cyclones de meso-echelle a et grandement amelioree pas le premier vol equip d’instruments de mesures a travers l’un d’eux en Antarctique (Heinemann, 1996), et l’utilisation de nouveaux instruments embarques sur satellite (Claud et al., 1993), comme des di usiometres donnant la vitesse et direction des vents de surface (Marshall and Turner, 1997).
Vers la n des annees 1980, les investigations ont et etendues a de nouvelles zones. Les images satellites ont alors montre que des cyclones de meso-echelle et PLs se produisaient dans bien d’autres regions polaires et subpolaires du monde.
La quatrieme Annee Polaire Internationale (IPY, pour International Polar Year) de 2007-2009 a reuni de nombreuses collaborations internationales autour de problematiques scien-ti ques propres aux regions polaires. L’equipe IPY-THORPEX (The Observing System Research and Predictability Experiment), regroupant dix projets individuels venant de neufs pays di erents, a et formee a n d’ameliorer la prevision meteorologique des regions polaires. Cette equipe a concentr ses e orts sur trois types de phenomenes meteorologiques arctiques faiblement couverts par les reseaux d’observation classiques, et mal compris : les fronts arctiques, les temp^etes de vent orographique dans des masses d’air arctiques stables, et, plus particulierement, les PLs. Une des parties les plus ambitieuses de ce projet a et la tenue d’une campagne de mesure de trois semaines en Fevrier-Mars 2008 (Kristjansson et al., 2011), a l’aide d’un avion combinant des l^achers traditionnels de dropsondes et des mesures in-situ de turbulence (F re et al., 2011), avec des mesures d’humidite et de vent par LIDAR (Wagner et al., 2011). Cette campagne a permis l’observation d’un PL intense les 3 et 4 Mars 2008, a trois etapes di erents de son developpement, fournissant des infor-mations uniques sur le developpement progressif d’un PL ; informations particulierement utiles pour la validation des modeles numeriques de prevision.
McInnes et al. (2011) ont etudie la facon dont la resolution d’un modele numerique de prevision in uence sa capacite a simuler un PL, et ont montre qu’augmenter la resolution, m^eme d’un km, permettait de meilleurs resultats. L’etude d’Irvine et al. (2011) a explor la possibilite d’utiliser des observations par dropsondes ciblees sur des lieux propices a la formation de PLs pour ameliorer la prevision de l’evolution du developpement. Sur deux vols e ectues a 6 heures d’intervalle au-dessus du PL en formation, seules les donnees obtenues par le second vol ont permis une amelioration de la prevision. Randriamampianina et al. (2011) ont montre l’impact positif de l’utilisation de nouvelles donnees satellites (IASI) pour la prevision des PLs.
L’etude de Adakudlu and Barstad (2011) a consiste en une simulation numerique sur l’im-pact de la couverture en glace de mer et de la temperature de surface de l’ocean sur le developpement d’un PL. Il en resulte que la suppression de la glace augmente la stabilite statique pres de la surface, emp^echant le developpement de PLs, et qu’une augmentation substantielle de la temperature de surface conduit a une plus longue duree de vie du PL, et a la formation d’un autre PL.
Considerant la di culte des modeles de climat a representer les PLs, Kolstad (2011) a cherch a quanti er les in uences respectives de la stabilite statique de basse altitude et du tourbillon de haute altitude dans la formation des PLs, en s’appuyant sur une climatologie de 63 cas sur l’Atlantique Nord. Selon cette etude, les conditions de surface apparaissent comme determinantes sur les lieux de developpement possibles, alors que celles d’altitudes le sont sur les moments possibles. Kristjansson et al. (2011) ont decrit la forte in uence orographique du Groenland sur le declenchement d’un PL au nord de l’Islande et son comportement, a partir d’une etude numerique de sensibilit . Finalement, Nordeng and R sting (2011) ont etudi un cas de PL particulierement intense survenu pres des c^otes norvegiennes, en portant une attention particuliere a la PV.
Les etudes issues du projet IPY-THORPEX illustrent plusieurs des preoccupations actuelles de la recherche sur les PLs : comprendre les in uences des di erents forcages permettant leur formation, ameliorer leur representation dans les simulations, developper qualitativement et quantitativement les observations, et surtout ameliorer la prevision du phenomene.
Un autre enjeu actuel majeur est la comprehension de la maniere dont les PLs s’integrent dans le systeme climatique et participent au couplage ocean-atmosphere. Ainsi des etudes telles que (Carleton, 1985, 1996), ou (Claud et al., 2007, 2009a,b) ont etudi les liens entre variabilite atmospherique a l’echelle synoptique ou planetaire avec le developpement de PLs, alors que d’autres etudes telles que Saetra et al. (2008) ou Condron and Renfrew (2013) ont cherch a comprendre les impacts des PLs sur l’ocean et sa circulation. En n Kolstad and Bracegirdle (2008) et Zahn and von Storch (2010) ont cherch a evaluer l’evolution des PLs dans le cadre du changement climatique. On voit ici que les objectifs de cette these s’integrent bien dans la recherche actuelle sur les PLs.

Repartition geographique

Les PLs se produisent dans les regions maritimes non englacees des hautes latitudes, au-dessus de la zone barocline principale. La distribution des terres, de la glace de mer et des temperatures de surface favorise l’occurrence de PLs sur certaines regions. Une grande partie d’entre eux se forme pres de la bordure de la banquise, lorsque des masses d’air froid po-laire sont advectees au-dessus de la mer libre, relativement plus chaude. Dans l’hemisphere Nord, de nombreux cas de PLs ont et observes. Les regions principales de formation dans l’hemisphere Nord sont representees en Figure 1.3. Les mers Nordiques (la partie de l’Atlan-tique a l’est du Groenland et au nord de 60°N, ainsi que les mers du Groenland, de Norvege et de Barents) sont parmi les plus etudiees. Un grand nombre de cas y a et observe, et certains auteurs s’y referent comme la region de plus forte occurrence (cf. Rasmussen and Turner, 2003). La mer du Labrador, ainsi que la c^ote Sud du Groenland sont egalement presentees comme des zones fortement favorables aux PLs (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 1996). Bien que plus rares, certains cas sont recenses a de plus basses latitudes, comme pres des c^otes britanniques (par exemple Hewson et al., 2000 ; voir Figure 1.4 : un cas de PL entre les c^otes ecossaises et norvegiennes). L’occurrence de PLs a ces latitudes plus peuplees presente un risque accru d’impacter l’homme et son environnement. C^ote Paci que Nord, les principales regions de formation sont la mer d’Okhostk et la mer du Japon (Ninomiya, 1989, 1991; Ninomiya et al., 1990, 1993; Yanase et al., 2004), le Golf d’Alaska et le detroit de Bering (Businger, 1987; Businger and Baik, 1991; Douglas et al., 1991). De plus, des mers situees plus au nord, comme celles de Beaufort, de Ba n, ou de Chukchi, peuvent aussi ^etre le siege de tels cyclones lorsqu’elles ne sont pas recouvertes de glace de mer.
Dans l’hemisphere Sud, les PLs se forment principalement le long des c^otes antarctiques (Figure 1.5), ainsi que pres des c^otes australiennes, neo-zelandaises, ou pres de la pointe de l’Amerique du Sud (Carleton and Carpenter, 1990; Auer, 1986; Zick, 1994; McMurdie et al., 1997). Ils sont generalement moins intenses que ceux observes dans l’hemisphere Nord, a l’exception, non exhaustive, des specimens des c^otes neo-zelandaises. En e et, la repartition des terres autorise une circulation oceanique et tropospherique relativement zonale, ce qui est moins favorable a de forts gradients de temperature air-mer. En raison du plus faible nombre de stations d’observation dans ces regions, les cas d’observations directes sont plus rares. Dans cette these, nous mettrons de c^ote l’etude de ces regions, moins bien documentees, pour nous consacrer a l’hemisphere Nord.
Fig. 1.3 { Repartition des principales regions de formation des polar lows dans l’hemisphere Nord (zones hachurees). La couverture de glace de mer minimale durant la periode principale d’occurrence de PLs est representee en noir (couverture en glace de mer moyenne en octobre entre 1979 et 2010).
Fig. 1.4 { Un polar low pres des c^otes britanniques le 28 octobre 2008.
Fig. 1.5 { Un cas de PL en mer de Weddell dans l’hemisphere Sud le 6 Octobre 1995.

Definition des PLs

De nombreuses de nitions des PLs ont et proposees au cours des dernieres decennies. Il est en e et complique de de nir precisement ces phenomenes en raison d’une part de la di culte de les dissocier clairement des autres cyclones de meso-echelle, et d’autre part de leur grande diversite, due a la pluralite des mecanismes de formation et de developpement associes. Selon l’importance relative des di erents forcages, di erents types de PLs peuvent se former, conduisant a l’idee d’un spectre de PLs (Rasmussen and Turner, 2003), incluant a la fois les systemes purement baroclines, ceux purement convectifs, et un vaste ensemble de systemes intermediaires. Une de nition pratique doit inclure tous les types di erents et re eter le fait que les PLs sont des phenomenes intenses. Les PLs sont generalement caracterises par des conditions atmospheriques severes, comportant un vent de surface fort, pouvant depasser les 30 m/s (Heinemann and Claud, 1997), de fortes precipitations et parfois de lourdes chutes de neige (Harrold and Browning, 1969), une mer demontee (Claud et al., 1993), une tres faible visibilite (Harrold and Browning, 1969), et s’accompagnant occasionnellement d’orages, principalement pour les cas les plus au sud (Rasmussen and Aakj r, 1992 ; Noer, communication personnelle). Les PLs ont generalement une duree de vie d’un a deux jours. Une grande partie de leur energie provenant de la mer par transfert de chaleur et d’humidite, ils decroissent rapidement en arrivant sur les c^otes.
En 1994, l’European Geophysical Society’s Polar Lows Working Group reuni a Paris donna la de nition suivante des PLs :
The term « polar mesoscale cyclone » (polar mesocyclone) is the generic term for all meso-aet meso-bcyclonic vortices poleward of the main polar front (scale de nition according to Orlanski, 1975). The term « polar low » should be used for intensive maritime polar mesoscale cyclones with scales up to 1000 km with a near-surface wind speed exceeding 15 m/s.
Le terme « cyclone polaire meso-echelle » (meso-cyclone polaire) est le terme generique pour tout vortex cyclonique meso-aet meso-bdu c^ote polaire du front polaire principal (echelle de nie selon Orlanski , 1975). Le terme « po-lar low » doit ^etre utilise pour les cyclones maritimes polaires de meso-echelle intenses, d’echelle allant jusqu’a 1000km avec des vents de surface depassant 15m/s .
Cette de nition a pour avantage d’etablir clairement la di erence entre les faibles pertur-bations atmospheriques, tres courantes a ces latitudes, et les PLs, beaucoup plus rares et violents, et de regrouper les di erents types de PLs dans la m^eme de nition. Rasmussen and Turner (2003) utilisent alors la de nition suivante, moins lourde et moins stricte sur le critere du vent :
A polar low is a small, but fairly intense maritime cyclone that forms po-leward of the main baroclinic zone (the polar front or other major baroclinic zone). The horizontal scale of the polar low is approximately between 200 and 1000 kilometers and surface winds near or above gale force (15 m/s).
Un polar low est un cyclone maritime petit, mais assez intense, qui se forme du c^ote polaire de la zone barocline principale (le front polaire ou autre zone barocline majeure). Les polar lows ont une echelle horizontale comprise entre 200 et 1000 kilometres, et des vents de surface proches ou superieurs a la force de temp^ete (15 m/s).
Cette de nition, plus simple et plus generale, peut ensuite ^etre completee si necessaire en speci ant les mecanismes principaux de formation. On parlera ainsi de polar low convectif, ou polar low barocline. Dans cette these nous utiliserons cette de nition, sauf indication contraire.

Mecanismes de formation

Aux hautes latitudes, les regions couvertes de neige ou de glace sont surmontees pendant l’hiver de masses d’air tres froides et stables, avec des minima moyens pres du sol de l’ordre de -30 °C ou -40°C. La faible quantite d’ensoleillement due a la duree tres courte des jours et a la faible elevation solaire, conjuguee a l’albedo particulierement fort de ces surface (environ 20% d’absorption pour la neige fraiche), expliquent ce phenomene. Un fort contraste s’etablit alors avec les surfaces maritimes decouvertes, qui absorbent plus de 80% du ux incident (Sater et al., 1971). La mer libre presente ainsi un contraste particulierement important avec des temperatures au niveau du sol proches de 0°C, pouvant s’expliquer par la forte inertie thermique de l’eau et l’arrivee de courants chauds. Il arrive que les masses d’air froid provenant de regions glacees ou enneigees se deplacent sous l’in uence de mouvements d’air de grande echelle jusqu’a ces eaux oceaniques. Ce type d’evenements est appel cold air outbreak (CAO). De forts contrastes thermiques verticaux apparaissent alors, et permettent un degagement important de chaleur sensible et d’humidite, qui destabilise les masses d’air strati ees. Les zones d’interactions entre la banquise et la mer libre sont caracterisees par de forts gradients de temperature verticaux, conduisant a de fortes baroclinicites, instabilites et turbulences, conditions favorables a la cyclogenese. Cependant la grande variet des cyclones a ces latitudes ne permet pas de construire un modele theorique de formation simple. En e et, certains cas presentent de fortes ressemblances avec les cyclones tropicaux, alors que d’autres correspondent plus a des depressions associees a la zone barocline moyenne.

Instabilite thermique de la surface

Depuis les premieres etudes sur le sujet, le r^ole de l’instabilite thermique, due a la temperature relativement chaude de la surface de la mer, a et mis en avant dans les processus de developpement des PLs. Ceci est mis en evidence par la couverture nuageuse typiquement convective qui accompagne la majorite des cas. Lorsqu’une masse d’air froid se deplace au-dessus d’une surface d’eau, un transfert de chaleur sensible et d’humidite s’e ectue de-puis l’eau vers l’air, comme l’indique la formation de nuages, ce qui abaisse la stabilite des basses couches. Ce chau age par le bas n’est pas directement responsable de la cyclogenese : son r^ole serait plut^ot de reunir des conditions de surface permettant le developpement de cyclones si des forcages mecaniques exterieurs interviennent (Mullen, 1983; Bosart and Sanders, 1981).

Table des matières

Introduction 
1 Présentation des polar lows 
1.1 Depuis les premières études jusqu’à nos jours
1.2 Répartition géographique
1.3 Définition des PLs
1.4 Mécanismes de formation
1.4.1 Instabilité thermique de la surface
1.4.2 Instabilité barocline
1.4.3 Anomalie dynamique à la tropopause
1.4.4 Instabilité barotrope
1.4.5 Discussion
1.5 Couvertures nuageuses associées
1.6 L’observation des polar lows
1.7 Les PLs dans les modèles et réanalyses
1.8 La prévision des polar lows
2 Les jeux de données utilisés 
2.1 Listes de PLs
2.1.1 Mers nordiques
2.1.2 Mer du Labrador et eaux canadiennes
2.1.3 Pacifique Nord
2.2 Réanalyses
2.2.1 Réanalyses atmosphériques utilisées
2.2.2 Champs pertinents dans les réanalyses
2.3 Couverture en glace de mer
2.4 ECHAM5/MPI-OM
3 Analyse des conditions synoptiques associées à la formation des PLs 
3.1 Atlantique Nord
3.1.1 Mers de Norvège et de Barents
3.1.1.1 Cas général
3.1.1.2 étude séparée de la mer de Norvège et de la mer de Barents
3.1.2 Mers du Labrador et d’Irminger
3.1.3 Baie et détroit d’Hudson
3.1.4 Mer de Ban
3.2 Pacifique Nord
3.2.1 Golfe d’Alaska
3.2.2 Mer du Japon
3.2.3 Mer d’Okhotsk
3.3 Conclusions générales au chapitre
4 Inuence de la variabilité atmosphérique de grande échelle sur la formation de PLs 
4.1 Les structures de téléconnection
4.2 Les régimes de temps
4.3 Résultats
4.3.1 Atlantique Nord
4.3.1.1 Liens entre PLs et régimes de temps
4.3.1.2 Les régimes de temps comme dynamique de grande échelle pour la formation des PLs en mer de Norvège et de Barents
4.3.1.3 Environnement de grande échelle spécifique aux PLs selon le régime de temps associé
4.3.2 Pacifique Nord
4.3.2.1 Liens entre structures de téléconnection
4.3.2.2 étude de l’influence des structures de téléconnection sur la formation de PLs dans le Pacifique Nord
5 Etude de l’évolution des polar lows dans le cadre du changement climatique
5.1 étude de l’impact de la variabilité de la couverture en glace de mer sur le développement de polar lows
5.1.1 étude de la variabilité de la couverture en glace de mer des régions propices aux PLs
5.1.2 étude de l’influence de la couverture en glace de mer sur la circulation de grande échelle
5.1.3 étude de l’influence de la couverture en glace de mer en  d’été sur l’occurrence de PLs pendant l’hiver suivant
5.2 étude des polar lows en climat futur dans la simulation ECHAM5/MPI-OM
5.2.1 évolution des conditions moyennes avec le réchauffement globale
5.2.2 étude de l’évolution du comportement des PLs en climat futur en fonction de l’évolution des régimes de temps
5.2.2.1 Les régimes de temps dans la simulation ECHAM5/MPI-OM
5.2.2.2 Les changements dans les régimes de temps en climat futur et les conséquences pour les PLs
5.3 Résumé et discussion
Conclusions et perspectives 
Bibliographie

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