5.6 Cyclone tropical Introduction et définition

Name: 5.6 Cyclone tropical Introduction et définition
Uploaded: 2017-11-02T21:14:31+00:00
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Description: 5.6 Cyclone tropical Introduction et définition

5.6 Cyclone tropical 5.6.1 Introduction et définition
5.6.2 Structure du cyclone tropical 5.6.3 Théorie du cyclone tropical 5.6.4 Prévision cyclonique sommaire général

5.6.4 Prévision cyclonique Déplacement du cyclone Marée de tempête
Situations synoptiques favorables Situations synoptiques défavorables Variabilité interannuelle Techniques de prévision sommaire cyclone

5.6.4 Prévision cyclonique : déplacement du cyclone
L’équation du tourbillon pour une atmosphère barotrope, hors couche limite, s’écrit : (1) Développons le membre de gauche : évolution eulérienne de f égale à 0 (2) = 0 (1) + (2) ⇨ (3) ⇨ L’évolution eulérienne de ζr donne le déplacement du cyclone sommaire prévi cyclonique

Contribution de : effet directeur de l’environnement Le déplacement du cyclone est donné en 1er ordre par le flux de grande échelle qui advecte alors le tourbillon relatif ζr Diverses études ont montré que ce facteur permet d’expliquer 30 à 80% de la variance du déplacement à h (dépend de la latitude, qualité analyse, taille du cyclone) En moyenne, les cyclones se déplacent vers l’O. aux basses latitudes car on observe des vents d’E. sur l’ensemble de la troposphère dans l’hémisphère d’été tropical. Sur le Pacifique NO, les cyclones se déplacent vers le SE à cause du flux de mousson de NO. Trajectoires et vitesses usuelles des cyclones tropicaux; Les cartouches indiquent les déplacements en km/h. Source : Neumann, 1993

Contribution de : l’effet βeta Évolution de ζr avec cette seule contribution : 1. Hémisphère Nord Eq. Pôle Nord y x δζr/dt>0 δζr/dt<0 β = ∂ f/ ∂ y >0 à l’O. du cyclone, v<0 , d’où – βv >0 ⇨ la circulation cyclonique produit du tourbillon cyclonique à l’O. et anticyclonique à l’E. = cyclone 2. Hémisphère Sud y β = ∂ f/ ∂ y <0 à l’O. du cyclone, v>0 , d’où – βv >0 ⇨ idem hémisphère nord Eq. x δζr/dt<0 δζr/dt>0 sommaire prévi cyclonique

Contribution de : l’effet βeta - L’effet β, en absence de flux directeur, aura donc tendance à déplacer le cyclone vers l’O. dans les deux hémisphères - Dans le cas où le flux est d’E., l’effet accentue la vitesse du cyclone vers l’O. sommaire prévi cyclonique

Effet secondaire de : la dérive de Rossby champ de δζr/dt centré sur un cyclone, en absence de flux directeur : Nord δζr/dt<0 δζr/dt>0 Eq. = cyclone Apparition de 2 circulations secondaires liées aux ζr générés par l’effet β L’effet résultant de ces 2 circulations opposées provoquent la dérive du cyclone vers les pôles (dans les deux hémisphères) Bilan : Dans l’hémisphère nord, en absence de flux directeur, la composition de l’effet β et de la dérive de Rossby a pour conséquence de déplacer un cyclone vers le NO; dans l’hémisphère sud, vers le SO. sommaire prévi cyclonique

Influence de la dérive de Rossby sur la trajectoire: La vitesse de la dérive de Rossby dépend de l’intensité et de l’extension du vortex. Plus précisément, la dérive vers les pôles s’accélère lorsque le moment angulaire rV⍬ s’accroît. Ce processus explique pourquoi un cyclone en phase de maturité (puissant et de grand diamètre) se déplace plus vite vers les pôles qu’en phase initiale. La dérive de Rossby a aussi une autre conséquence: La plupart des cyclones tropicaux finissent leur vie dans les régions subtropicales voire moyennes latitudes et le cœur chaud du cyclone se transforme peu à peu en tempête extra-tropicale (associé à une houle et des vents complexes et violents) Pour résumer, pour bien prévoir la trajectoire d’un cyclone, il est important de prévoir correctement son intensité sommaire prévi cyclonique

Influence de l’environnement synoptique sur la trajectoire : Quand un cyclone approche un thalweg, il est très difficile de prévoir le point d’inflexion de la trajectoire (= lieu de recourbement) Effet Fujiwhara : lorsque 2 cyclones évoluent à proximité (< 1500 km), ils s’attirent mutuellement en tournant l’un autour de l’autre sommaire prévi cyclonique

5.6.4 Prévision cyclonique : Marée de tempête
Lorsqu’un cyclone tropical touche les côtes (phénomène appelé ‘atterrisage’), il se produit une élévation du niveau de la mer avec une possible invasion des eaux à l’intérieur des terres. Une marée de tempête cause parfois le long des côtes des dégâts importants et peut être meurtrier. Les facteurs suivants peuvent se cumuler : 1. La baisse de pression ( en anglais : pressure surge) : le niveau de la mer s’élève d’environ 1 mètre pour une baisse de pression de 100 hPa. 2. Les vents d’afflux (en anglais : wind-driven surge) résultent des effets combinés du fetch et de la topographie sous-marine côtière Source :d’après Chris Landsea et le site de la NOAA sommaire prévi cyclonique

2. Les vents d’afflux (suite) La tension de vent générée par de forts vents continus déplace l’eau de mer en surface (fetch). Ces eaux se dirigent vers la côte dans le ½ cercle des vents d’afflux et s’en éloignent dans le ½ cercle des vents de reflux. Dans l’hémisphère nord (respec. sud), les vents d’afflux se situent dans le ½ cercle droit (respec. gauche) du cyclone et dirigent peu à peu les masses d’eau vers les hauts-fonds (~ onde de gravité dans un modèle en eau peu profonde) > à l’origine d’une élévation du niveau de la mer de 6 à 10 m dans le ½ cercle droit (HN) aussi appelé ‘1/2 cercle dangereux’ Hémisphère nord Source : Mayençon R., 1982 sommaire prévi cyclonique

‘Le ½ cercle dangereux’: une autre raison importante ! Prenons un exemple pour comprendre : = vent observé = vitesse du vortex = 20kt = vitesse de vent relatif au repère du cyclone = 70 kt • = = 90 Kt ⇨ Dans l’HN, les vents les plus violents se situent dans le ½ cercle droit du cyclone par rapport à son déplacement (dans l’HS, c’est le ½ cercle gauche); en fait c’est toujours le ½ cercle polaire quelquesoit l’hémisphère !! hémisphère nord W E • = = 50 Kt sommaire prévi cyclonique

5.6.4 Prévision cyclonique : Situations synoptiques favorables
Cas 1 : ‘poussée de flux’ sur l’Océan Indien Nord : Cette situation synoptique favorable à la cyclogénèse se produit, entre décembre et février, lorsque le flux de mousson d’hiver venant d’Iran-Arabie s’accélère et génère sur le nord de l’Océan Indien une hausse de pression de 1 à 2 hPa en basses couches (phénomène de ‘cold surge’ tracé ici comme un pseudo-front froid; définition ‘du cold surge’ au chap 6.5). Cette ‘poussée de flux’ augmente le gradient de pression et le flux sur le flanc nord de la ZCIT ce qui génère du cisaillement horizontal et donc du tourbillon relatif. Ce tourbillon peut être le germe d’un cyclone tropical qui se développe plusieurs jours après dans l’hémisphère d’hiver si les conditions de TSM sont favorables Exemple de situation de surface entre décembre et février a Eq. ZCIT Source : F. Beucher, Météo-France A sommaire prévi cyclonique

Cas 2 : renforcement des alizés sur l’Océan Indien Sud : Un déplacement vers le nord ou une intensification de l’anticyclone des Mascareignes entraîne un renforcement des alizés sur l’Océan Indien Sud. S’ensuit une augmentation du cisaillement horizontal de vent et du tourbillon relatif favorables à la genèse de cyclones tropicaux sur l’Océan Indien Sud Exemple de situation en surface entre décembre à février Alizés renforcés Eq. ZCIT Source : F. Beucher, Météo-France A sommaire prévi cyclonique

Cas 3 : Divergence en Haute Troposphère La divergence en haute troposphère permet ‘d’éliminer’ de la masse à la colonne verticale ce qui permet de faire chuter la pression au centre du cyclone tropical. Sans divergence en haute troposphère, les puissants courants ascendants le long du mur finiraient par freiner. Les jets de haute troposphère, situés à proximité (mais pas trop) d’un cyclone permettent d’organiser la divergence du cyclone en 1 ou 2 puissantes branches. Exemple : dans l’hémisphère sud, les 2 branches divergentes sont situées de façon préférentielle au NW et au SE des cyclones en liaison avec le JOST et le TEJ Exemple de situation en haute troposphère entre décembre et février. Source : F. Beucher, Météo-France Indonésie Eq. TEJ H JOST sommaire prévi cyclonique

5.6.4 Prévision cyclonique Situations synoptiques défavorables
Quelle sont les conséquences d’un atterissage d’un cyclone ? A courte échéance : l’augmentation de la rugosité de surface (i.e des forces de frottement) peut temporairement renforcer la convergence de basses couches et donc l’intensité du cyclone. A plus longue échéance: - le mur est détruit car la partie divergente en haute troposphère va beaucoup plus vite que la partie convergente de basses couches ralentie par la hausse de rugosité. - le cyclone tropical s’affaiblit aussi parce qu’il ne dispose plus des sources d’énergie nécessaires au fonctionnement de la machine thermique (on rappelle que c’est l’océan qui fournit l’entropie au moteur thermique). sommaire prévi cyclonique

Sur océans: Hormis un déplacement sur le courant Kuroshio ou le Gulf Stream, au nord de 25° de latitude, la TSM est trop fraîche pour fournir l’entropie nécessaire (chaleur sensible et latente) au bon fonctionnement de la machine thermique = affaiblissement du cyclone. Un fort cisaillement vertical de vent ( >12 m/s entre la surface et la haute tropo.) : -incline trop le mur du cyclone et favorise ainsi le découplage entre la basse et la haute troposphère. -ventile trop rapidement la chaleur produite par la convection profonde ce qui limite fortement la chute de pression en surface (facteur défavorable au stade de dépression tropicale et non pas de cyclone tropical) -favorise les intrusions d’air sec en haute et moyenne troposphère ce qui détruit ou empêche le développement des cyclones. sommaire prévi cyclonique

Qu’est ce qu’une couche d’air saharienne (SAL) ? Comment un SAL influence un cyclone ? . Les couches d’air sahariennes proviennent de puissantes tempêtes de poussière qui ont pris naissance sur les déserts du NO de l’Afrique en fin de printemps, été ou début d’automne. . Une couche d’air saharienne peut traverser l’Atlantique jusqu’aux Caraïbes . Une couche d’air saharienne : -s’étend entre m d’épaisseur, -est associée à de l’air sec (50 % d’HU en moins que dans un RS tropical typique) -s’accompagne de forts vents (20-50 kt). . ANASYG tropical : advection de sable . Un SAL a un impact négatif sur la fréquence et l’intensité des cyclones : le cisaillement vertical de vent et l’air sec ont une influence néfaste alors que l’impact des poussières n’est pas encore clairement établie (a priori stoppe l’ intensification ?) . La hausse de fréquence de SAL est à corréler avec des problèmes de pollution et un déclin des récifs corallien aux Caraïbes sommaire prévi cyclonique

5.6.4 Prévision cyclonique : Situations synoptiques défavorables
Détection d’un SAL (Source : NOAA; GOES 12) satellite IR satellite visible sommaire prévi cyclonique retour : mousson africaine

5.6.4 Prévision cyclonique : Situations synoptiques défavorables
Influence d’un SAL (couleurs jaune et rouge) sur Erin Source : Dunion, 2004 : intensité réduite sommaire prévi cyclonique

5.6.4 Prévision cyclonique variabilité interannuelle : El Niño
Rappel : El Niño (EN) correspond à une anomalie climatique sur le Pacifique résultant de couplages complexes entre l’océan (modification des TSM) et l’atmosphère (modifications de la pression, alizés, localisation convection). Globalement, pendant El Niño, on observe une diminution du nombre des cyclones surtout aux basses latitudes. Sur l’Atlantique, El Niño est défavorable au développement des cyclones tropicaux car on observe en haute troposphère de forts cisaillements verticaux d’ouest (JOST plus zonal que les années normales) Impact d’El Niño sur la fréquence des tempêtes tropicales. Sources : d’après Gray 84a, Chan 85, Dong 88, Lander 94 sommaire prévi cyclonique

5.6.4 Prévision cyclonique variabilité interannuelle : El Niño
Sur l’Atlantique, pendant EN, l’occurrence de thalwegs augmente dans les subtropiques d’où un accroissement du nombre de cyclones aux hautes latitudes et une diminution aux basses latitudes. Impact d’El Niño sur la localisation des tempêtes tropicales : Sources : d’après Gray 84a, Chan 85, Dong 88, Lander 94 sommaire prévi cyclonique

sommaire prévi cyclonique
Prévision cyclonique variabilité interannuelle : QBO (phase ouest) Rappel : l’Oscillation Quasi-Biennale (QBO) correspond à une alternance quasi-périodique de 13 mois de vents d’est suivis de 13 mois de vents d’ouest dans la basse et moyenne stratosphère tropicale (entre 23 et 30 km). Impact de la phase ouest de la QBO sur la fréquence des tempêtes tropicales : Sources : d’après Hastenrath et Wendland 79, Shapiro 82, Gray 84a sommaire prévi cyclonique

Prévision cyclonique variabilité interannuelle : QBO (phase ouest) Pendant la phase ouest de la QBO, l’intensité des cyclones s’accroît partout sur le globe. Pendant la phase de vent d’est de la QBO (figure non montrée) les cyclones sont moins intenses car on pense, que le cisaillement vertical de vent, alors plus intense qu’au cours de la phase ouest, est propagé de la basse stratosphère vers la haute troposphère ce qui affaiblit les cyclones . Impact de la phase ouest de la QBO sur l’intensité des tempêtes tropicales : Sources : d’après Hastenrath et Wendland 79, Shapiro 82, Gray 84a retour 4.2.2: QBO sommaire prévi cyclonique

5.6.4 Prévision cyclonique Techniques de prévision
Jusqu’à l’avènement des satellites, pour estimer l’intensité d’un vortex situé sur océan, l’analyse se reposait uniquement sur les observations des bateaux, l’expérience des previsionnistes et une climatologie régionale des tempêtes tropicales. Encore aujourd’hui, la reconnaissance par avion reste la technique la plus fiable pour connaître l’intensité d’un vortex mais ce système coûte très cher et peu de services météorologiques peuvent se l’offrir. Les radars implantés sur la côte sont aussi utiles, mais comme leur portée horizontale est en général inférieure à 300 km, cet outil ne laisse pas assez de temps aux autorités locales pour lancer les procédures d’alerte sommaire prévi cyclonique

5.6.4 Prévision cyclonique Techniques de prévision : images satellites
‘La technique de Dvorak’ Actuellement, les 11 centres de prévisions cycloniques (6 CMRS et 5 TCWC) utilisent la technique de DVORAK (1975) pour estimer et prévoir l’intensité des vortex tropicaux à une échéance de 24 heures. La ‘technique de Dvorak’ se base sur l’analyse d’images satellites : plus la différence de température est importante entre l’œil (chaud) et l’environnement du cyclone (sommet froid des nuages), plus le cyclone est estimé intense. Cette technique fournit une prévision fiable de l’intensité du vortex jusqu’à une échéance de 24 h (rubrique : More Satellite Imagery) Mais attention ! ! L’estimation de vent violent par la seule ‘technique de Dvorak’ est à prendre avec précaution puisque le vent ne dépend pas uniquement du gradient de pression (dans l’équilibre du vent de gradient, le rayon contribue aussi à la vitesse du vent. Voir aussi le paragraphe sur la conservation du moment angulaire)

Prévision cyclonique Techniques de prévision : modèles de prévision Divers modèles de prévision de trajectoires de cyclones tournent en opérationnel pour l’Atlantique et le Pacifique NE Exemple de cartes produites par l’un de ces modèles : track_Katrina Exemple de bulletin rédigé par le National Hurricane Center : bulletin_Katrina 1. Modèle basé sur la climatologie et la persistance: Le modèle de référence, appelé CLIPER (CLImatologie et PERsistance), est un modèle statistique à régression multiples qui intègre la climatologie des trajectoires à la persistance du flux de l’environnement (Alberson, 1998). Bien que surprenant, CLIPER était plus performant que les modèles numériques jusqu’aux années 80. 2. Modèle statistico-dynamique : Un modèle statistico-dynamique, codé par le centre national des cyclones de Miami, le NHC90 (McAdie 1991) utilise le géopotentiel issu du modèle Aviation comme prédicteur pour fournir une prévision de trajectoire 4 fois par jour. Les prévisions de 00 et 12TU utilisent un guess de 12 heures du modèle Aviation. Une mise à jour de ce modèle tourne en opérationnel depuis 98 (NHC98). sommaire prévi cyclonique

Prévision cyclonique Techniques de prévision : modèles de prévision 3. Les modèles numériques : i. Le modèle ‘Advection et βeta’ (BAM) prévoit les trajectoires des cyclones en intégrant des vents horizontaux moyennés verticalement et ajoute une correction qui tient compte de l’effet βeta (marks, 92). Trois versions (shallow layer, middle, deep) tournent 4 fois par jour depuis 1990. ii. Un modèle couplé barotrope de prévision de trajectoires de cyclones (VICBAR) tourne 4 fois par jour Il utilise les analyses du NCEP (Alberson and Demaria, 94). iii. Les modèles NCEP Aviation et MRF (Lord, 93) sont utilisés pour la prévision de trajectoire depuis Ce sont des modèles globaux. iv. Un modèle triplement couplé à maille variable et équations primitives développé au Laboratoire Géophysique de Fluides Dynamiques (Bender et al, 93), connu sous le nom de modèle GFDL fournit des prévisions de trajectoires depuis 92. v. Le modèle global anglais du UKMET est utilisé à travers le monde pour la prévision des cyclones tropicaux (Radford, 94). Chap 6 : Interactions sommaire prévi cyclonique

Bibliographie chap 5.6.4 Chan, J. C. L., 1985 : ‘Tropical cyclone activity in the Northwest Pacific in relation to El Nino/Southern Oscillation phenomenon. Mon. Wea. Rev., Vol.113, p Christopher Landsea, NOAA AOML/ Hurricane Research Division, 4301, Rickenbacker causeway, Miami, Florida Dong K., 1988 : ‘El Nino and tropical cyclone frequency in the Australain region and the Northwest Pacific. Aust. Met. Mag., Vol.36, p Dunion, J.P., and C.S. Velden, 2004 :’ The impact of the Saharan Air Layer on Atlantic tropical cyclone activity. Bull. Amer. Meteor. Soc., Vol.85, n°3, p - Gray, W. M., 1984a :’Atlantic seasonal hurricane frequency : Part I. El Nino and 30 mb quasi-biennial oscillation influences. Mon. Wea. Rev., Vol.112, p Hastenrath, S. and W. Wendland, 1979 :’On the secular variation of storms in the tropical North Atlantic and Eastern Pacific’. Tellus, Vol.31, p.28-38 Lander, M., 1994 :’An exploratory analysis of the relationship between tropical storm formation in the western North Pacific and ENSO’. Mon Wea. Rev., Vol.122, p - Mayençon R., 1982 : Météorologie Marine, Éditions maritimes et d’Outre-mer, Rennes, 335p. Neumann, C. J., 1993 :’Global Overview’. Chapter 1, Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting, WMO:TC-N°560, Report N0 TCP-31, World Meteorological Organization, Geneva. Shapiro, L. J. , 1982 :’Hurricane climatic fluctuations, part 1 : patterns and cycles’. Mon Wea. Rev., Vol. 110, p

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