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16.6 : Un modèle de cyclone tropical - Géosciences


Bien que les cyclones tropicaux soient assez complexes et mal compris, nous pouvons construire un modèle idéal qui imite certaines des caractéristiques réelles.

Des pressions oculaires de 95 à 99 kPa au niveau de la mer sont courantes dans les cyclones tropicaux, bien qu'une pression aussi basse que Pœil = 87 kPa a été mesuré. Une mesure de la force des cyclones tropicaux est la différence de pression ∆Pmax entre l'œil et le milieu ambiant environnant où P = 101,3 kPa :

( egin{align} Delta P_{max }=P_{infty}-P_{e y e} ag{16.10}end{align})

La distribution de la pression de surface à travers un cyclone tropical peut être approximée par :

( egin{align} frac{Delta P}{Delta P_{max }}=left{egin{array}{ll}frac{1}{5} cdotleft( frac{R}{R_{0}} ight)^{4} & ext { for } R leq R_{0} left[1-frac{4}{5} cdot frac {R_{0}}{R} ight] & ext { for } R>R_{0}end{array} ight. ag{16.11}end{align})

où P = P(R) – Pœil , et R est la distance radiale du centre de l'œil. Cette distribution de pression est tracée sur la figure 16.31, avec les points de données de deux cyclones tropicaux.

Ro est le rayon critique où se trouvent les vents tangentiels maximaux. Dans le modèle de cyclone tropical présenté ici, Ro est le double du rayon de l'œil. Les yeux ont un rayon de 4 à 100 km, avec des valeurs moyennes de 15 à 30 km. Ainsi, on anticipe des valeurs moyennes de rayon critique de 30 < Ro < 60 km, avec une portée observée de 8 < Ro < 200 km.

Pour être classé comme cyclone tropical, les vents soutenus (moyenne sur 1 minute) doivent être de 33 m s–1 ou plus près de la surface. Alors que la plupart des anémomètres ne sont pas fiables à des vitesses de vent extrêmes, des vents de cyclone tropical maximum ont été signalés dans les 75 à 95 m s–1 gamme.

À mesure que la pression au niveau de la mer dans l'œil diminue, les vents de surface tangentiels maximaux Mmax autour de la paroi oculaire augmente (Fig. 16.32). Une approximation empirique de cette relation, basée sur L'équation de Bernoulli (voir le chapitre Vents régionaux), est :

( egin{align} M_{max }=a cdotleft(Delta P_{max } ight)^{1 / 2} ag{16.12}end{align})

où a = 20 (m s–1)·kPa–1/2 .

Exemple d'application

Quels vents maximum sont attendus si l'œil du cyclone tropical a une pression de surface de 95 kPa ?

Trouve la réponse

Donné : Poeil B = 95 kPa, supposons que PB = 101,3 kPa

Trouver : Mmax = ? Mme–1.

Supposons que la vitesse de traduction puisse être négligée.

Utilisez l'éq. (16.12):

Mmax = [20 (ms–1)·kPa–1/2]·(101,3–95kPa)1/2 = 50 m s–1

Vérifier: Unités OK. Physique OK.

Exposition: Il s'agit d'un cyclone tropical de catégorie 3 sur l'échelle des vents des cyclones tropicaux de Saffir-Simpson.

Si les vents sont supposés être cyclostrophiques (ce n'est pas la meilleure hypothèse, car la traînée contre la surface de la mer et la force de Coriolis sont négligées), alors l'approximation précédente pour la distribution de la pression (éq. 16.11) peut être utilisée pour donner une distribution de la vitesse tangentielle Mbronzer (par rapport à l'œil) dans la couche limite :

( egin{align} frac{M_{ an }}{M_{max }}=left{egin{array}{ll}left(R / R_{0} ight)^ {2} & ext { for } R leq R_{0} left(R_{0} / R ight)^{1 / 2} & ext { for } R>R_{0}end {array} ight. ag{16.13}end{align})

où la vitesse maximale se produit au rayon critique Ro (supposé être deux fois le rayon de l'œil). Ceci est représenté sur la figure 16.33, avec des points de données de quelques cyclones tropicaux.

Pour les cyclones tropicaux tracés dans la Fig. 16.33, le rayon critique de la vitesse maximale était de l'ordre de Ro = 20 à 30 km. Il s'agit d'une définition approximative du bord extérieur de la mur des yeux pour ces cyclones tropicaux, à l'intérieur desquels tombent les précipitations les plus importantes. La vitesse maximale de ces tempêtes était Mmax = 45 à 65 m s–1.

Les vents de la figure 16.33 sont relatifs à ceux de l'œil. Cependant, l'ensemble du cyclone tropical, y compris l'œil, est souvent en mouvement. Cyclone tropical vitesses de traduction (mouvement du centre de la tempête) peut être aussi lent que Mt = 0 à 5 ms–1 à mesure qu'ils dérivent vers l'ouest sous les tropiques, et aussi vite que 25 m s–1 comme ils se déplacent plus tard vers les pôles. Les vitesses de translation moyennes des cyclones tropicaux sur l'océan sont Mt = 10 à 15 ms–1.

Le total la vitesse du vent par rapport à la surface est la somme vectorielle de la vitesse de translation et de la vitesse de rotation. Sur le quadrant droit de la tempête par rapport à sa direction de déplacement dans l'hémisphère nord, la vitesse de translation s'ajoute à la vitesse de rotation. Ainsi, les vents des cyclones tropicaux sont les plus rapides dans le quadrant droit du cyclone tropical (Fig. 16.34). A gauche, la vitesse de translation se soustrait de la vitesse tangentielle, de sorte que la vitesse totale la plus rapide dans le quadrant gauche n'est pas aussi forte que dans le quadrant droit (Fig. 16.35).

La vitesse totale par rapport à la surface détermine la génération des vagues et des ondes océaniques. Ainsi, le quadrant droit de la tempête près de la paroi oculaire est le plus dangereux. De plus, des tornades sont probables.

Pour un cyclone tropical idéalisé, l'air de la couche limite est piégé sous le sommet de la couche limite lorsque les vents convergent horizontalement vers le mur de l'œil. La continuité horizontale en coordonnées cylindriques nécessite :

( egin{align} M_{r a d} cdot R= constante ag{16.14}end{align})

où Mrad est la composante de vitesse radiale, qui est négative pour l'afflux. Ainsi, en partant de loin à l'extérieur du cyclone tropical, à mesure que R diminue vers Ro, l'ampleur de l'afflux doit augmenter. À l'intérieur de Ro, la convection orageuse enlève la masse d'air verticalement, ce qui implique que horizontal la continuité n'est plus satisfaite.

À mesure que la distance par rapport au mur de l'œil diminue, les vents de surface augmentent, ce qui entraîne une augmentation de la hauteur des vagues et de la rugosité de la surface de l'océan. La traînée turbulente résultante contre la surface de l'océan a tendance à coupler les vitesses radiale et tangentielle, que nous pouvons approximer par Mrad Mbronzer2 . L'afflux induit par la traînée comme celui-ci finit par converger et force l'ascension via le pompage de la couche limite (voir le chapitre Forces et vents atmosphériques).

Les équations suivantes utilisent les concepts ci-dessus et sont cohérentes avec la vitesse tangentielle de la sous-section précédente :

( egin{align} frac{M_{rad}}{M_{max }}=left{egin{array}{l}-frac{R}{R_{0}} cdot left[frac{1}{5}left(frac{R}{R_{0}} ight)^{3}+frac{1}{2} frac{W_{s}}{ M_{max }} frac{R_{0}}{z_{i}} ight] ext { for } R leq R_{0} -frac{R_{0}}{R} cdotgauche[frac{1}{5}+frac{1}{2} cdot frac{W_{s}}{M_{max }} cdot frac{R_{o}}{z_ {i}} ight] quad ext { for } R>R_{0}end{array} ight. ag{16.15}end{align})

où Ws est négative et représente la vitesse moyenne de subsidence dans l'œil. À savoir, la zone horizontale de l'œil, fois Ws, donne le débit massique cinématique total descendant dans l'œil. La profondeur de la couche limite est zje , et Mmax est toujours la vitesse tangentielle maximale.

Par exemple, la figure 16.36 montre un tracé des équations ci-dessus, en utilisant zje = 1 km, Ro = 25 km, Mmax = 50 m s–1, et Ws = –0,2 m s–1. Dans l'œil, l'affaissement provoque une faible divergence de l'air (M positifrad) vers la paroi oculaire. À l'intérieur de la paroi oculaire, la vitesse radiale change rapidement en flux entrant (M négatifrad), atteignant une valeur extrême de –7,5 m s–1 pour ce cas. En dehors de la paroi de l'œil, la vitesse radiale diminue en douceur comme requis par la continuité de la masse horizontale.

À des rayons inférieurs à Ro, l'air convergent s'accumule rapidement et s'élève hors de la couche limite sous forme de convection orageuse à l'intérieur de la paroi oculaire. La vitesse verticale hors du sommet de la couche limite, telle que trouvée à partir de la continuité de masse, est

( egin{align} frac{W}{M_{max }}=left{egin{array}{ll}left[frac{z_{i}}{R_{o}} left(frac{R}{R_{o}} ight)^{3}+frac{W_{s}}{M_{max }} ight] & ext { for } RR_{o}end{array} ight. ag{16.16}end{align})

Pour simplifier, nous négligeons le mouvement ascendant qui se produit dans les bandes de pluie en spirale à R > Ro.

Comme précédemment, Ws est négatif pour l'affaissement. Bien que la subsidence n'agisse qu'à l'intérieur de l'œil pour les vrais cyclones tropicaux, la relation ci-dessus l'applique partout à l'intérieur de Ro pour la simplicité. À l'intérieur de la paroi oculaire, le mouvement ascendant surpasse l'affaissement, de sorte que notre simplification est de peu d'importance.

En utilisant les mêmes valeurs que pour la figure précédente, la vitesse verticale est tracée sur la figure 16.37. La vitesse ascensionnelle maximale est de 1,8 m s–1 dans ce cas, ce qui représente une moyenne autour de la paroi oculaire. Les courants ascendants dans les orages individuels peuvent être beaucoup plus rapides.

L'affaissement de l'œil est provoqué par la partie non hydrostatique de la perturbation de pression (Fig. 16.29). À savoir, le gradient de pression (indiqué par la ligne verte en pointillés entre les X sur cette figure) qui pousse l'air vers le haut est plus faible que la gravité tirant vers le bas. Ce déséquilibre net force l'air vers le bas dans l'œil.

Supposons que la différence de pression entre l'œil et l'environnement au sommet du cyclone tropical soit égale et opposée à celle du bas. De l'éq. (16.5) la moyenne de la température T sur la profondeur du cyclone tropical à n'importe quel rayon R est calculée à partir de :

( egin{align} Delta T(R)=c cdotleft[Delta P_{max }-Delta P(R) ight] ag{16.17}end{align})

où c = 1,64 K kPa–1, la différence de pression en bas est ∆P = P(R) – Pœil, et la différence de température moyennée sur toute la profondeur du cyclone tropical est ∆T(R) = Tœil – T(R). Lorsqu'il est utilisé avec l'éq. (16.11), le résultat est :

( egin{align} frac{Delta T}{Delta T_{max }}=left{egin{array}{ll}1-frac{1}{5} cdot left(frac{R}{R_{0}} ight)^{4} & ext { for } R leq R_{0} frac{4}{5} cdot frac{R_{ 0}}{R} & ext { for } R>R_{0}end{array} ight. ag{16.18}end{align})

où Tmax = Tœil – T = c · Pmax , et c = 1,64 K kPa–1. 16.38.

Une image cohérente de la structure des cyclones tropicaux peut être présentée en combinant tous les modèles idéalisés décrits ci-dessus. Le résultat est esquissé sur la Fig. 16.39. Pour les vrais cyclones tropicaux, des cuspides nettes dans la distribution des vitesses ne se produiraient pas en raison d'un mélange turbulent vigoureux dans les régions de fort cisaillement.

Exemple d'application

Un cyclone tropical de rayon critique Ro = 25 km a une pression centrale de 90 kPa. Trouvez les composantes du vent, l'excès de température moyenné verticalement et la pression à un rayon de 40 km du centre. Supposons que Ws = –0,2 m s–1 dans l'œil, et zje = 1km.

Trouve la réponse

Donné : Poeil B = 90 kPa, Ro = 25 km, R = 40 km, Os = –0,2 m s–1, et zje = 1km.

Trouver : P = ? kPa, T = ? °C, Mbronzer = ? Mme–1, Mrad = ? Mme–1, W = ? Mme–1

Supposons que PB = 101,3 kPa

Figure : Similaire à la figure. Notez que R > Ro.

Tout d'abord, trouvez les valeurs maximales :

Pmax = (101,3 – 90 kPa) = 11,3 kPa

Utilisez l'éq. (16.12):

Mmax = [(20 m s–1)·kPa–1/2]·(11.3kPa)1/2 = 67 m s–1

Tmax = c·∆Pmax=(1.64KkPa–1)·(11,3 kPa) = 18,5°C

Utilisez l'éq. (16.11):

(Delta P=(11.3 mathrm{kPa}) cdotleft[1-frac{4}{5} cdot frac{25 mathrm{km}}{40 mathrm{km}} droite]=5.65 mathrm{kPa})

P = Pœil + P = 90 kPa + 5,65 kPa = 95,65 kPa.

Utilisez l'éq. (16.18):

(Delta T=left(18.5^{circ} mathrm{C} ight) cdot frac{4}{5} cdot frac{(25 mathrm{km})}{(40 mathrm{km})}=underline{mathbf{9.25^{circ} mathrm{C}}})

moyenne sur toute la profondeur du cyclone tropical.

Utilisez l'éq. (16.13):

(M_{ an }=(67 mathrm{m} / mathrm{s}) cdot sqrt{frac{25 mathrm{km}}{40 mathrm{km}}}=underline{ mathbf{53 mathrm{m} mathrm{s}^{-1}}})

Utilisez l'éq. (16.15):

(M_{rad}=-(67 mathrm{m} / mathrm{s}) cdot frac{(25 mathrm{km})}{(40 mathrm{km})} cdotleft [frac{1}{5}+frac{1}{2} cdot frac{(-0,2 mathrm{m} / mathrm{s})}{(67 mathrm{m} / mathrm {s})} cdot frac{(25 mathrm{km})}{(1 mathrm{km})} ight])

Mrad = –6,8 ms–1

Utilisez l'éq. (16.16): W = 0 m s–1

Vérifier: Unités OK. Physique OK.

Exposition: Utilisation de Pœil dans le tableau 16-7, la catégorie approximative Saffir-Simpson de ce cyclone tropical se situe à la limite des niveaux 4 et 5, et est donc très intense.


Une anatomie processuelle des cyclones méditerranéens : des dépressions baroclines aux systèmes de type tropical

Dans cette étude, nous abordons la question des processus atmosphériques qui transforment les cyclones méditerranéens en tempêtes violentes. Notre approche applique des diagnostics de budget de tourbillon potentiel (PV) en ligne et une inversion PV par morceaux aux simulations de modèles WRF du stade mature de 100 cyclones méditerranéens intenses. Nous quantifions les contributions relatives de différents processus au développement des cyclones et livrons donc, pour la première fois, un aperçu complet de la variété des systèmes cycloniques qui se développent en Méditerranée du point de vue de la dynamique cyclonique.

En particulier, nous montrons que les 100 cyclones sont systématiquement influencés par deux anomalies PV principales : une anomalie majeure dans la haute troposphère, liée au forçage barocline du développement des cyclones, et une anomalie mineure dans la basse troposphère, liée aux processus diabatiques et à la quantité de mouvement. forçage du vent. Parmi les processus diabatiques, il est démontré que la chaleur latente agit comme la principale source PV (cyclones de renforcement), étant en partie compensée par les puits PV de diffusion de température et de refroidissement radiatif (cyclones affaiblissants). Il est démontré que le forçage de l'impulsion a une rétroaction ambiguë, capable de renforcer et d'affaiblir les cyclones tout en jouant dans certains cas un rôle important dans le développement des cyclones. L'inversion PV par morceaux montre que la plupart des cyclones se développent en raison de l'effet combiné du forçage barocline et diabatique, c'est-à-dire en raison des deux anomalies PV. Cependant, plus le forçage barocline est fort, moins un cyclone se développe en raison des processus diabatiques. Plusieurs paires de cas exemplaires sont utilisées pour illustrer la variété des contributions des processus atmosphériques au développement des cyclones méditerranéens : (i) cas où les processus baroclines et diabatiques contribuent au développement des cyclones (ii) cas qui se sont principalement développés en raison du dégagement de chaleur latente (iii) des cas se développant dans le sillage des Alpes et (iv) deux cas inhabituels, l'un où le forçage de la quantité de mouvement domine le développement cyclonique et l'autre présentant un centre de pression à double surface. Enfin, nous nous concentrons sur 10 cas de médecine (c'est-à-dire des cyclones de type tropical). Contrairement à leurs homologues tropicaux - mais conformément aux cyclones méditerranéens les plus intenses - la plupart des médicaments se développent sous l'influence des processus baroclines et diabatiques. En discutant des processus de conduite des médicaments, nous soulignons la nécessité d'une définition physique de ces systèmes.

Le bassin méditerranéen fait partie des régions les plus cyclogénétiques au monde (Petterssen, 1956 Alpert et al., 1990 Maheras et al., 2001 Neu et al., 2013). Les systèmes qui se développent dans cette région vont de faibles dépressions orographiques à des cyclones intenses ou même des cyclones de type tropical avec de graves impacts socio-économiques (Nissen et al., 2010 Raveh-Rubin et Wernli, 2015). Cependant, le terme Cyclones méditerranéens est généralement utilisé dans la littérature scientifique pour définir une origine géographique plutôt qu'une catégorie de cyclone avec des caractéristiques dynamiques spécifiques. En effet, l'état de l'art manque d'une analyse systématique de la dynamique de ces systèmes. À cet égard, cette étude se concentre sur les cyclones méditerranéens les plus intenses et en particulier sur les processus qui transforment ces systèmes en tempêtes violentes.

Concernant les cyclones méditerranéens les plus intenses, il existe un consensus général sur le fait que la cyclogenèse méditerranéenne est provoquée par l'intrusion des systèmes de la haute troposphère qui déclenchent l'instabilité barocline (Fita et al., 2006 Kouroutzoglou et al., 2011 Claud et al., 2010 Flaounas et al., 2015). De tels systèmes correspondent généralement à des streamers de tourbillon potentiel (PV), équivalents aux déviations sud du jet polaire qui sont le résultat direct du déferlement des vagues sur l'océan Atlantique (Raveh-Rubin et Flaounas, 2017). Après la cyclogenèse, le forçage barocline peut intensifier davantage les cyclones de surface (par exemple, Prezerakos et al., 2006 Lagouvardos et al., 2007) favorisant, en parallèle, la convection dans les centres des cyclones en raison de l'ascension forcée à grande échelle. Des études récentes ont utilisé des observations de foudre pour montrer qu'environ un tiers des cyclones méditerranéens les plus intenses sont associés à une convection profonde près de leur centre (Galanaki et al., 2016 Flaounas et al., 2018b). En raison du dégagement de chaleur latente, la convection sert de source nette de PV dans la basse à moyenne troposphère et renforce ainsi les circulations cycloniques. Par conséquent, l'instabilité barocline et la convection peuvent agir en synergie pour intensifier les cyclones méditerranéens (Fita et al., 2006 Chaboureau et al., 2012 Miglietta et al., 2017). Néanmoins, les processus qui jouent un rôle primordial dans le développement et l'intensité des cyclones méditerranéens restent une question ouverte.

Medicanes (valise des mots Ouragans méditerranéens) sont des systèmes cycloniques rares (une à trois occurrences par an) et ont été proposés dans plusieurs études antérieures pour partager une dynamique similaire aux cyclones tropicaux (e.g. Emanuel, 2005 Fita et al., 2007). Cette similitude est principalement attribuée aux caractéristiques visuelles des médicaments, c'est-à-dire un « œil » sans nuages ​​au centre d'une couverture nuageuse en spirale (Tous et Romero, 2013), mais est également due aux diagrammes de phases cycloniques qui montrent des structures à noyau chaud axisymétriques ( Cavicchia et al., 2014). À notre connaissance, l'identification de tous les cas connus de médecine a été basée sur des critères subjectifs et, en particulier, sur l'observation d'images satellitaires de couverture nuageuse (Tous et Romero, 2013 Nastos et al., 2018). Cependant, la similitude des médicaments avec leurs homologues tropicaux n'est pas claire du point de vue des processus atmosphériques. Bien qu'il ait été démontré que la convection profonde et les échanges de chaleur de surface induits par le vent soutiennent la circulation cyclonique de plusieurs cas de médecine (par exemple Miglietta et al., 2013 Dafis et al., 2018 Miglietta et Rotunno, 2019), un streamer photovoltaïque de la haute troposphère ou un le seuil est généralement situé à proximité des médicaments (Tous et Romero, 2013 Nastos et al., 2018). Ceci suggère une contribution non négligeable du forçage barocline au développement de médicaments. En effet, il a été démontré que plusieurs cas de médicaments connus se développent en raison de l'effet combiné des processus baroclines et diabatiques (Fita et al., 2006 Chaboureau et al., 2012 Carrió et al., 2017 Miglietta et Rotunno, 2019). De plus, une étude de cas récente d'un médicament a montré que la structure à noyau chaud axisymétrique peut être atteinte lorsqu'il y a un isolement chaud et un système de coupure relativement faible (Fita et Flaounas, 2018). Cela soulève la question des processus moteurs des médicaments et si d'autres cyclones méditerranéens, non diagnostiqués comme des médicaments, sont entraînés diabatiquement par convection en leur centre.

L'instabilité barocline et la convection sont deux des processus les plus courants qui affectent la dynamique des cyclones extratropicaux. Cependant, les cyclones méditerranéens sont également affectés par la géographie complexe de la région. Par exemple, la taille relativement petite de la mer Méditerranée et les zones arides d'Afrique du Nord ont un effet indirect sur les cyclones en limitant leur apport en vapeur d'eau (Flaounas et al., 2019). D'autre part, les hautes montagnes qui entourent le bassin méditerranéen ont un effet direct sur les cyclones en interagissant avec le flux d'air et en déclenchant des streamers PV d'origine topographique. De telles banderoles sont généralement appelées bannières PV (par exemple Aebischer et Schär, 1998) et correspondent à des filaments de PV produits diabatiquement dans le sillage des montagnes (Rotunno et al., 1999 Epifanio et Durran, 2002 Schär et al., 2003 Flamant et al. al., 2004). Le rôle potentiel d'une telle production photovoltaïque dans la cyclogenèse alpine, l'une des zones les plus cyclogénétiques du bassin méditerranéen, a longtemps été suggéré comme étant important (par exemple Bleck et Mattocks, 1984) et a récemment été examiné par Buzzi et al. (2020). Surtout lorsqu'elles sont combinées avec le streamer PV de la haute troposphérique, les bannières PV peuvent même renforcer les cyclones (Tsidulko et Alpert, 2001 McTaggart-Cowan et al., 2010a, b). Par conséquent, le caractère unique de la région ajoute un degré plus élevé de complexité aux processus impliqués dans le développement des cyclones méditerranéens.

Les cyclones peuvent être conceptualisés comme le résultat d'anomalies PV qui s'étendent à différents niveaux atmosphériques. En tant que variable de diagnostic, la PV a été particulièrement utile pour fournir des informations approfondies sur les mécanismes de développement de différents types de cyclones, y compris les cyclones tropicaux (par exemple Möller et Montgomery, 2000 Chan et al., 2002) et les tempêtes de latitude moyenne (par exemple Boettcher et Wernli, 2011). En conséquence, la quantification de la contribution relative de différents processus atmosphériques à la PV atmosphérique totale équivaut à délimiter la contribution de ces processus à la dynamique cyclonique. Par exemple, Gray (2006), Chagnon et Gray (2015), et plus récemment Spreitzer et al. (2019) ont utilisé des diagnostics PV-budget pour analyser l'impact des processus diabatiques sur la structure dynamique de la haute troposphère. Dans le même sens, plusieurs études ont utilisé des diagnostics PV-budget pour étudier le rôle de la convection et plus généralement de la chaleur latente dans la structure dynamique des cyclones (Martínez-Alvarado et al., 2016 Büeler et Pfahl, 2017 Attinger et al., 2019). Par extension, l'inversion PV par morceaux de ces contributions individuelles devrait reproduire la partition de la circulation éolienne à basse altitude liée à chaque processus atmosphérique, c'est-à-dire la contribution de ces processus au cyclone lui-même (défini comme un vortex).

L'application de l'inversion PV par morceaux à des traceurs PV individuels est une approche bien établie pour quantifier la contribution relative de différents processus au développement des cyclones (par exemple Davis et Emanuel, 1991 Wu et Emanuel, 1995 Stoelinga, 1996 Huo et al., 1999 Bracegirdle et Gray, 2009 Schlemmer et al., 2010 Seiler, 2019). Par exemple, Stoelinga (1996) et Ahmadi-Givi et al. (2004) ont quantifié la contribution des processus diabatiques à l'intensification de deux tempêtes de latitude moyenne. L'utilisation de diagnostics de budget PV ou d'inversion PV par morceaux pour effectuer une classification des cyclones basée sur les processus fait toujours défaut dans l'état de l'art. Une telle approche étendrait l'analyse de Čampa et Wernli (2012), qui ont analysé le profil PV vertical de cyclones extratropicaux d'origine géographique différente, et serait complémentaire aux efforts antérieurs de Deveson et al. (2002), suivi de Plant et al. (2003) et Gray et Dacre (2006), où les cyclones extratropicaux ont été classés en trois types selon la contribution de la haute et de la basse troposphère à leur développement. Malgré les avancées considérables dans l'analyse et la classification des cyclones tropicaux et des moyennes latitudes du point de vue PV, les cyclones méditerranéens ont rarement fait l'objet d'études approfondies dans lesquelles leur structure dynamique est analysée dans un contexte climatologique. Dans cette étude, nous utilisons la modélisation climatique régionale pour simuler 100 des cyclones méditerranéens les plus intenses et nous analysons leur dynamique à l'aide de diagnostics de budget PV et d'inversion PV par morceaux. En particulier, nous abordons les objectifs spécifiques suivants :

quantifier la contribution relative de différents processus à la dynamique des cyclones méditerranéens, définie par la variabilité spatiale de la PV au cours de leur stade de maturité et

pour délimiter le rôle des différents processus dans le développement des cyclones et ainsi fournir des informations sur le continuum théorique encore inexploré entre les cyclones de type tropical (c'est-à-dire « purement » diabatiques) et les dépressions baroclines.

Dans la section suivante, nous présentons les méthodes de modélisation, de diagnostic et d'inversion PV que nous avons utilisées pour répondre à ces objectifs. La Section 3 place les cyclones simulés dans un contexte climatologique, puis les Sects. 4 et 5 présentent nos principaux résultats. Enfin, la Sect. 6 présente une synthèse de l'analyse et des conclusions de cette étude.


1. Introduction

[2] Les cyclones tropicaux (TC) qui frappent la terre sont connus pour leur pouvoir destructeur. Les facteurs bien connus affectant l'intensité du TC sont les flux de chaleur et d'humidité à la surface, qui, à leur tour, sont déterminés par la température de surface de la mer (SST) et la vitesse du vent de surface [par exemple, Anthès, 1982 Khain, 1984 Emmanuel, 2005 ]. Au cours de la dernière décennie, il a été constaté que les aérosols (y compris anthropiques) affectent considérablement la microphysique des nuages ​​et, par conséquent, le taux de dégagement de chaleur latente, la dynamique et les précipitations.van den Heever et al., 2006 van den Heever et le coton, 2007 Levin et le coton, 2009 Khain et al., 2009 Rosenfeld et al., 2008 Carrio et al., 2010 ]. Il est donc important d'étudier l'effet des aérosols sur les processus nuageux et les précipitations [Ramanathan et al., 2001 ] dans un environnement convectif.

[3] La pollution industrielle et automobile croissante s'est manifestée dans la distribution spatio-temporelle améliorée des aérosols atmosphériques. La concentration accrue d'aérosol conduit finalement à une diffusion et à une absorption accrues des rayonnements à ondes courtes et à ondes longues. La modulation du rayonnement dans la troposphère influence le cycle de vie des nuages ​​et, enfin, les précipitations. Il est bien documenté que la rétroaction nuage-radiative et l'effet des aérosols sont la principale source d'incertitude dans les modèles climatiques [Ramaswamy et al., 2001 ]. La question de savoir comment la distribution des aérosols modifie la distribution de chaleur de l'atmosphère n'a été que partiellement résolue. Bien qu'il ait été démontré que de petits aérosols hygroscopiques stimulent la convection tropicale, augmentant les vitesses verticales et la hauteur des sommets des nuages ​​convectifs profonds [van den Heever et al., 2006 van den Heever et le coton, 2007 Khain et al., 2008b, 2009 Koren et al., 2005 Lee et al., 2008 ], les effets microphysiques des aérosols sur les amas de nuages ​​tels que les TC n'ont été explorés que de manière limitée.

[4] Il existe des preuves récentes d'aérosols modifiant les propriétés microphysiques des nuages ​​​​convectifs profonds [Khain et al., 2005 van den Heever et al., 2006 van der Heever et le coton, 2007 Seifert et Beheng, 2006 Tao et al., 2007 Lee et al., 2008 Li et al., 2008 Carrio et al., 2010 Carrió et coton, 2011 ]. Zhang et al. [ 2009 ] ont indiqué l'effet possible des aérosols sur le développement du TC via l'influence sur la microphysique des nuages. Il s'agissait d'une simulation idéalisée dans laquelle il est conclu que les ouragans s'affaiblissent parce que l'intensité convective dans les bandes externes a augmenté tandis que celle dans le mur de l'œil (qui n'a pas reçu beaucoup d'aérosols) a diminué. La divergence de niveau supérieur par rapport aux bandes externes a ensuite supprimé la convection du mur de l'œil. Rosenfeld et al. [ 2007 ] a proposé une méthode d'atténuation du TC par ensemencement des nuages ​​à la périphérie du TC près de la base des nuages ​​avec de petites particules d'aérosol de 0,05 à 0,1 µm de rayon, modifiant ainsi la microphysique des nuages ​​de manière ad hoc pour estimer son effet. Également, Coton et al. [ 2007 ] a proposé de manière indépendante que l'ensemencement des TC avec de petits aérosols hygroscopiques pourrait affaiblir la tempête. Simulations de l'évolution d'un TC idéalisé à l'aide du Regional Atmospheric Modelling System [Zhang et al., 2007 , 2009 ] a soutenu la conclusion que les aérosols (par exemple, la poussière saharienne) peuvent considérablement affaiblir l'intensité des CT. Carrió et coton [ 2010 ] a simulé l'ensemencement par avion de TC dans la bande pluviale externe d'un TC idéalisé. Ils ont constaté un affaiblissement constant du TC jusqu'à ce que les concentrations de noyaux de condensation des nuages ​​(CCN) atteignent des valeurs très élevées, où un «point de basculement» était représenté dans lequel de nouvelles augmentations des concentrations de CCN entraînent des réductions moindres de l'intensité des tempêtes. Khain et al. [2008b, 2011] et Khain et Lynn [ 2011 ] a utilisé un schéma microphysique de bac spectral [Khain et al., 2004 ] et simulé l'effet de l'augmentation des concentrations de CCN sur l'ouragan Katrina lors de l'atterrissage. Les concentrations accrues de CCN ont entraîné une réduction des vitesses maximales du vent de 10 à 15 m/s ainsi qu'une réduction de la zone de vents forts.

[5] Simulations par Coton et al. [ 2012 ] du typhon Nuri, qui s'est propagé en une pollution généralisée à partir du continent asiatique, a révélé que pendant la première période d'ingestion de pollution, la tempête s'est intensifiée, mais plus tard, la tempête s'est affaiblie en force conformément à l'hypothèse de base. La raison pour laquelle la tempête s'est intensifiée au début de la période d'ingestion de pollution était que le panache de pollution a envahi la région du mur de l'œil de la tempête, entraînant une intensification de la convection dans le mur de l'œil avec peu d'interférences des courants descendants et des bassins froids dans cette région presque saturée. Plus tard, l'aérosol de pollution a été empêché d'atteindre l'intérieur de la tempête en raison du balayage, et ainsi, la convection de la bande de pluie externe a été principalement altérée, conduisant à l'affaiblissement de la tempête comme dans l'hypothèse de base. Aucun changement de direction de la tempête n'a été simulé pour différentes quantités d'aérosols.

[6] Les TC sont les systèmes météorologiques les plus importants qui affectent la condition socio-économique des grandes populations côtières de l'Inde. L'importance de la convection profonde et de ses organisations à grande échelle telles que la convection de mousson, l'oscillation de Madden-Julian (MJO), etc., sur le cycle hydrologique global a été bien documentée [Houze, 1993 ], mais pas le rôle des aérosols. Il est donc pertinent d'établir le rôle des aérosols sur la trajectoire et l'intensité des cyclones tropicaux, notamment dans le contexte de la pollution anthropique. L'objectif de cette étude est de démontrer le rôle de la distribution changeante des aérosols au cours de deux cyclones en évolution sur la baie du Bengale et d'examiner l'impact des aérosols sur les propriétés microphysiques et dynamiques du nuage, ainsi que le changement d'efficacité de la nuages ​​dans la production de précipitations.


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