24 septembre 2009
Pour ceux qui ne pourront pas venir à ma soutenance de thèse (mardi 29 septembre à la salle Coriolis de l'OMP, 14 avenue E. Belin, Toulouse), mais qui sont quand même intéressés, voici les planches de ma présentation.
planche 1:
Ce travail de thèse est une étude des cyclones tropicaux qui se forment au large de la côte Ouest africaine (voir fond de carte ci-dessus), dans la région des Îles du Cap Vert.
Ces cyclones dits "du Cap Vert" se développent à partir de perturbations nuageuses (exemple sur l'image satellite ci-dessus) que l'on observe communément sur le continent Ouest africain pendant la période de mousson en été.
Ces perturbations nuageuses dites "convectives" sont emportées par la circulation d'Est à ces latitudes, atteignent éventuellement la côte Ouest africaine, et donnent éventuellement naissance à un cyclone tropical sur l'océan. Dans ce cas, on parle d'évolution cyclogénétique. Dans le cas contraire, on parle d'évolution non-cyclogénétique.
Dans cette présentation nous nous intéresserons aux processus physiques associés à la cyclogénèse au Cap Vert.
planche 2:
Après une introduction nous ferrons une étude climatologique du phénomène, à l'aide d'analyses du centre européen ECMWF et d'images satellites Meteosat. Ceci aboutira à un modèle conceptuel de cyclogénèse au Cap Vert, mettant en jeu des processus bien identifiés.
Nous nous intéresserons en suite à deux cas particuliers: 1) la perturbation africaine qui a donné naissance à l'ouragan Helene en 2006, observée pendant la campagne NAMMA du 1er au 15 septembre 2006, 2) la Perturbation D, le cas de non-cyclogénèse observé pendant la campagne AMMA du 15 au 30 septembre 2006.
Ces deux cas on été simulés avec le modèle numérique Méso-NH, ce qui a permis d'analyser plus précisément les processus physiques à l'aide de bilans d'énergie et de tourbillon.
Cette présentation se terminera par une conclusion générale du travail de thèse et quelques perspectives.
planche 3:
Avant de commencer le sujet de cette présentation, rappelons que cette thèse a démarré avec la campagne AMMA en septembre 2006, au cours de laquelle la Perturbation D a été observées trois jours successifs à l'aide de dropsondes lâchées de l'avion Falcon-20.
Ces données dropsondes ont permis de faire une analyse préliminaire des processus physiques en jeu dans ce cas d'évolution non-cyclogénétique.
Dans la mesure où ces données dropsondes ont été réanalysées par l'ECMWF, et dans la mesure où celle-ci ne sont disponibles que pour un seul cas, ces données dropsondes ont été délaissées dans la suite de ce travail de thèse au profit des analyses / réanalyses de l'ECMWF.
planche 4:
Introduisons maintenant la cyclogénèse au Cap Vert.
La cyclogénèse tropicale dans l'Atlantique Nord correspond à une perturbation atmosphérique qui atteint successivement les stades de dépression, tempête et cyclone tropical. Chacun de ces états est caractérisé par un système nuageux "organisé" et une circulation cyclonique fermée au sol, avec des vents plus ou moins intenses.
Lorsque qu'une dépression tropicale se forme, celle-ci s'intensifie généralement en tempête tropicale.
Un cyclone du Cap Vert est donc soit une tempête soit un cyclone tropical qui a atteint l'intensité d'une dépression tropicale à proximité de la côte Ouest africaine, disons pour fixer les choses à l'Est de la longitude 30° W.
Pour illustrer celà, prenons l'exemple du cyclone tropical (ouragan) Helene qui a atteint l'intensité d'une dépression tropicale dans la journée du 12 septembre 2006.
L'image Méteosat dans le canal de la vapeur d'eau du 13 septembre à 00 UTC (en bas à gauche sur la planche ci-dessus) montre qu'à cette date Helene était effectivement associée à un système nuageux "organisé" à proximité des Îles du Cap Vert.
La carte des vents et altitudes à 1000 hPa (en bas à droite sur la planche ci-dessus) montre qu'au même moment Helene était aussi associée à une circulation cyclonique fermée en basse couche.
Il est intéressant de constater que dans ce cas de cyclogénèse au Capt Vert, la circulation cyclonique intense en basse couche qui caractérise la cyclogénèse tropicale est associée à deux vents communément observés au large de la côte Ouest africaine: les alizés au Nord et le flux de mousson au Sud.
planche 5:
Nous savons aujourd'hui que les cyclones du Cap Vert se développent à partir de précurseurs en moyenne troposphère, connus sous le nom d'onde d'Est Africaine. Cette onde d'Est africaine est une succession de thalwegs (zones de basse pression avec une circulation cyclonique) et dorsales (zones de haute pression avec une circulation anticyclonique) qui se développent dans la circulation d'Est (Jet d'Est africain) d'amplitude maximale vers 700 hPa. Cette onde est caractérisée par une longueur d'onde de 2000-4000 km et une période de 3-5 jours.
La carte des vents et altitudes à 700 hPa du 8 septembre 2006 (planche ci-dessus) montre deux thalwegs de l'onde d'Est africaine, numérotés (1) et (2), chacun étant bien associé à une circulation cyclonique. Ces deux thalwegs sont séparés par une dorsale avec une circulation anticyclonique renforcée dans ce cas par l'Anticyclone Saharien au Nord.
Regardons comment cette situation a évoluée dans les jours qui ont suivi.
planche 6:
A gauche, les cartes des vents et altitudes à 700 hPa du 9 au 14 septembre.
A droite, les images Meteosat aux dates correspondantes.
Les cartes des vents à gauche montrent que le thalweg (1) s'est rapidement dissipé sur l'Atlantique. Cette évolution non-cyclogénétique est attribuée à une interaction avec l'intensification de la circulation anticyclonique en amont associée à l'Anticyclone Saharien. Plus précisément, Le flux de Sud-Est à l'Est du thalweg (1) s'est intensifié, ce qui a eu pour effet d'étirer horizontalement ce thalweg (1), conduisant à son affaiblissement puis à sa disparition totale.
Il est intéressant de constater sur les images Meteosat à droite que ce thalweg (1) a quand même été associé à un développement convectif océanique, malgré sa non-évolution cyclogénétique.
Le thalweg (2), quant à lui, est un cas d'évolution cyclogénétique puisqu'il a donné naissance au cyclone Helene. Les images Meteosat à droite montrent que ce thalweg (2) a été associé à des développement convectifs sur le continent, la côte Ouest africaine et l'océan, le re-développement convectif océanique étant celui qui a démarré la cyclogénèse d'Helene dans la région des Îles du Cap Vert.
planche 7:
Pour conclure cette introduction, nous avons vu que la cyclogénèse au Cap Vert semble être le résultat d'une interaction entre plusieurs processus à différentes échelles,
(1) des processus à ce que l'on appelle "l'échelle synoptique" avec le flux de mousson et les alizés en basse couche, l'onde d'Est africaine et l'Anticyclone Saharien en moyenne troposphère,
(2) des processus d'échelle convective avec ce que l'on appelle les "Systèmes convectifs d'échelle moyenne".
planche 8:
Intéressons nous maintenant à l'analyse climatologique réalisée à partir d'un jeu de cinq étés (2004 à 2008) d'analyses ECMWF et d'images Meteosat.
L'idée est de détecter objectivement les thalwegs de l'Onde d'Est africaine qui sortent de l'Afrique de l'Ouest, pour ensuite pouvoir discuter sur les processus associés à leur évolution cyclogénétique ou non-cyclogénétique dans la région des Îles du Cap Vert.
Considérons donc le domaine "Omega" (image en haut à gauche dans la planche ci-dessus) centré sur les Îles du Cap Vert, et calculons le tourbillon à 700 hPa supérieur à un certain seuil (5 10-1 s-1) dans ce domaine (critère évalué en % du domaine Omega).
L'évolution de ce critère pour l'été 2006 est montrée ici (voir planche ci-dessus), du 1er juillet au 30 septembre. Chacun des maxima de cette courbe est associé au passage d'un thalweg dans le domaine Omega.
Les trajectoires des cyclones fournies par le "National Hurricane Center" permettent d'associer certain de ces thalwegs à des cas de cyclogénèse dans l'Atlantique. En particulier, pour cet été 2006, il y a eu deux cas de cyclogénèse au Cap Vert: Debby et Helene.
Pour les cinq étés considérés (2004 à 2008), 155 thalwegs de l'onde d'Est africaine ont été détectés, dont 9 ont évolués en cyclones du Cap Vert.
Nous allons maintenant discuter des processus associés à ces cas de cyclogénèse et de non-cyclogénèse, sans toutefois discuter de l'influence du cisaillement vertical du vent, de l'humidité en moyenne troposphère et de la température de la mer, ces trois processus étant climatologiquement favorables à la cyclogénèse au large de l'Afrique de l'Ouest.
planche 9:
Nous savons que la présence d'un thalweg intense en moyenne troposphère est favorable au développement de la convection. Nous pouvons donc supposer qu'un thalweg de l'onde d'Est africaine qui sort de la côte Ouest avec une forte intensité en moyenne troposphère va être favorable à la cyclogénèse au Cap Vert.
Afin de détecter quels sont les thalwegs intenses qui sortent de l'Afrique de l'Ouest, reprenons le critère précédent en augmentant le seuil par deux (1 10-4 s-1). Ce critère permet de définir les périodes d'activité intense de l'onde d'Est africaine en moyenne troposphère.
Pour les cinq étés (2004 à 2008), ce critère détecte effectivement les 9 cyclones du Cap Vert, mais aussi 40 cas de non-cyclogénèse au Cap Vert. Ce critère ne permet donc pas d'expliquer à lui seul la cyclogénèse au Cap Vert, et il faut prendre en compte d'autres processus.
planche 10:
La cyclogénèse tropicale s'accompagne d'une intensification de la circulation cyclonique en basse couche. Cette intensification peut être le résultat d'un apport de tourbillon cyclonique en provenance de la circulation environnante, ou bien peut être produite in situ dans les systèmes convectifs (c'est la grande question...).
Afin de savoir quels sont les thalwegs de l'onde d'Est africaine qui, en sortant de la côte Ouest, rencontrent une circulation cyclonique intense en basse couche, regardons le tourbillon à 1000 hPa supérieur à un certain seuil (1 10-4 s-1) et co-localisé avec le thalweg en moyenne troposphère.
Pour les cinq étés (2004 à 2008) ce critère détecte les 9 cyclones du Cap Vert plus 12 cas de non-cyclogénèse au Cap Vert.
La carte des vents à 1000 hPa moyennés pour les 155 thalwegs détectés (image de gauche dans la planche ci-dessus) montre les deux vents communément observés au large de la côte Ouest africaine: les alizés au Nord et le flux de mousson au Sud. Ces deux "courants antagonistes" (Hubert 1939) sont associés à un cisaillement cyclonique, mais pas à une circulation cyclonique fermée à proprement dite.
La carte des vents à 1000 hPa moyennés pour les 21 thalwegs qui vérifient le critère (image de droite dans la planche ci-dessus) montre au contraire que ces deux "courants antagonistes" se sont "accrochés" (Hubert 1939), résultant en une circulation cyclonique fermée en basse couche.
Ces deux vents d'échelle synoptique sont donc associés à la mise en place de la circulation cyclonique au sol au cours de la cyclogénèse au Cap vert.
planche 11:
Nous avons vu à l'introduction que l'anticyclone Saharien peut avoir un effet défavorable sur la cyclogénèse au Cap Vert, en étirant horizontalement un thalweg en moyenne troposphère.
Afin de détecter les périodes où la circulation anticyclonique saharienne est effectivement en train d'étirer horizontalement un thalweg, regardons le vent méridien (composante Nord-Sud) au Nord du domaine Omega. Lorsque ce vent à une composante de Sud trop importante (supérieur à 10 ms-1), cet étirement par la circulation anticyclonique saharienne a effectivement lieu.
La carte des vents à 700 hPa moyennée pour les 155 thalwegs détectés (image de gauche dans la planche ci-dessus) montre qu'en moyenne cette circulation cyclonique saharienne est faible et n'interagit pas avec la circulation cyclonique du thalweg de l'onde d'Est africaine détecté au niveau des Îles du Cap Vert.
La carte des vents à 700 hPa moyennés pour les 27 thalwegs qui vérifient le critère (image de droite dans la planche ci-dessus) montre au contraire une circulation anticyclonique saharienne intense qui étire la circulation cyclonique du thalweg de l'onde d'Est africaine, empêchant son intensification dans la région des Îles du Cap Vert.
Lorsqu'on prend en compte les trois critères synoptiques, c'est-à-dire une circulation cyclonique intense en basse et moyenne troposphère, et une absence d'étirement en moyenne troposphère par l'Anticyclone Saharien, on détecte bien les 9 cyclones du Cap Vert plus uniquement 6 cas de non-cyclogénèse au Cap Vert.
planche 12:
La convection joue certainement un rôle important dans cette cyclogénèse au Cap Vert. Afin de détecter les périodes d'activité convective intense associées à un thalweg de l'onde d'Est africaine dans la région des Îles du Cap Vert, regardons la température de brillance mesurée par Meteosat dans le canal de la vapeur d'eau inférieure à un certain seuil (-50°C) et co-localisée avec le thalweg en moyenne troposphère.
Ce critère détecte bien les 9 cyclones du Cap Vert, mais il détecte aussi 29 cas de non-cyclogénèse au Cap Vert. Celà signifie que la présence de convection profonde au sein d'un thalweg de l'onde d'Est africaine dans la région des Îles du Cap Vert ne permet pas de savoir si oui ou non il y a cyclogénèse. Pour que cette cyclogénèse ait effectivement lieu, il faut que la convection profonde se produise dans un environnement favorable.
En prenant en compte tous les critères synoptiques et convectifs à la fois, on détecte bien les 9 cyclones du Cap Vert, plus uniquement 3 cas de non-cyclogénèse au Cap Vert. Parmi ces 3 cas, il y a eu un cas de cyclogénèse légèrement plus à l'Ouest.
planche 13:
Proposons le concept de cyclogènèse au Cap Vert suivant:
Cette cyclogénèse se produit lorsque:
(1) un thalweg de l'onde d'Est africaine avec une forte intensité en moyenne troposphère sort de l'Afrique de l'Ouest,
(2) en arrivant sur l'océan, ce thalweg rencontre une circulation cyclonique en basse couche associée à l'accrochage entre le flux de mousson et les alizés
(3) de la convection profonde démarre au sein de la circulation cyclonique,
(4) la circulation anticyclonique saharienne n'est pas en train d'étirer le thalweg en moyenne troposphère
Parmi les 155 thalwegs détectés pendant les étés de 2004 à 2008, 12 vérifient les quatre critères, dont 9 cyclones du Cap vert, 1 cyclone plus à l'Ouest et 2 cas de non-cyclogénèse dans l'Atlantique.
planche 14:
Ce concept est schématisé ici. La perturbation pre-Helene dont on va parler par la suite est dans ce cas de figure.
Cette cyclogénèse peut être interprétée de la manière suivante:
Le développement convectif au sein de la circulation cyclonique est associé à un transport vertical de masse, celle-ci étant rejetée sur les côtés en haute troposphère la où l'écoulement est divergent. Il en résulte une diminution de la masse au sein de la colonne convective, et donc une diminution de la pression. La circulation cyclonique va ensuite s'intensifier suite à un ajustement géostrophique du champ de vent à cette perturbation du champ de masse.
planche 15:
Il suffit que l'un des quatre critères décrits plus haut ne soit pas vérifié pour que la cyclogénèse au Cap Vert n'ait pas lieu. Le cas de non-cyclogénèse du à l'étirement par l'anticyclone saharien est représenté ici, la Perturbation D dont on va parler par la suite étant dans ce cas de figure.
planche 16:
Les deux de cas de cyclogénèse (Perturbation pre-Helene) et de non-cyclogénèse (Perturbation D) ont été simulé avec le modèle numérique Méso-NH dans deux configurations.
Un premier jeu de simulation a d'abord été effectué avec une configuration à un modèle et une résolution horizontal de 24 km (voir les tailles des domaines simulés sur la planche ci-dessus). A 24 km, la convection n'est pas décrite explicitement. Pour la prendre en compte, il est nécessaire de la paramétrer.
Un second jeu de simulation a ensuite été effectué en rajoutant un second modèle imbriqué, celui-ci ayant cette fois une résolution horizontale de 4 km. A une telle résolution la simulation est supposée décrire explicitement la convection.
Avant d'analyser les perturbations simulées, il est dans un premier temps nécessaire d'évaluer dans quelle mesure les simulations sont "réalistes", pour savoir si cela a un sens d'étudier les processus physiques dans le modèle pour comprendre ce qui se passe dans l'atmosphère réelle.
planche 17:
L'image de gauche (planche ci-dessus) est une image composite réalisée à partir d'analyses ECMWF et d'images meteosat. Ces données sont considérées comme des observations. Le flux de mousson en basse couche est représenté par les flèches roses. L'air sec d'origine saharienne en basse couche est représenté par la zone bleutée, le vent de Nord-Est associé à cet air saharien étant donné par les flèches bleues foncées. Les vents d'Est en moyenne troposphère associés au jet d'Est africain sont représentées par les flèches vertes, le thalweg de l'onde d'Est africaine par le trait vertical bleu-vert. La température de brillance du sommet des nuages observée par Meteosat dans le canal de la vapeur d'eau est représentée avec l'échelle de couleur orange/violet.
Cette image composite dite "d'observation" (image de gauche ci-dessus) date du 12 septembre 2006 à 06 UTC. A ce moment on observe le re-développement convectif océanique associé à la cyclogénèse d'Helene, en présence d'un fort flux de mousson en basse troposphère et d'un fort jet d'Est africain avec une légère courbure cyclonique en moyenne troposphère et un thalweg de l'onde d'Est africaine. L'air sec saharien reste au Nord de la région où la cyclogénèse se produit.
L'image de droite (planche ci-dessus) est l'image composite construite à partir des sorties de simulation à 24 km de la perturbation pre-Helene pour la même date. Dans cette simulation à 24 km, en comparaison à ce qui a été observé, le flux de mousson est plus intense, le jet d'Est africain est plus fort à l'Ouest mais a perdu de son amplitude à l'Est, la convection est moins intense et se produit plus à l'Est.
planche 18:
Lorsque l'on rajoute le modèle à 4 km, la convection est plus intense, ce qui est plus réalisite, même si elle n'est toujours pas simulée au bon endroit.
planche 19:
Considérons maintenant la simulation de la Perturbation D.
L'image composite d'observation (image de gauche sur la planche ci-dessus) datant du 26 septembre 2006 à 06UTC montre le système convectif associé à la Perturbation D sur la côte sénégalaise. A cette date, la Perturbation D était aussi associée à un flux de mousson de faible amplitude, ainsi qu'à un thalweg de l'onde d'Est africaine.
Dans la simulation à 24 km (image de droite), en comparaison aux observations, le flux de mousson est plus intense, la convection étant cependant plus faible et pas simulée au bon endroit.
planche 20:
En rajoutant le modèle à 4 km, on obtient une convection d'intensité comparable à l'observation, même si elle n'est toujours pas simulée là où elle a été observée.
planche 21:
planche 22:
La cyclogénèse tropicale au Cap Vert est associée à une intensification de la circulation cyclonique en basse et moyenne troposphère. Cette cyclogénèse est donc associée à une augmentation de l'énergie cinétique de la circulation tourbillonnaire.
Parlons maintenant de l'analyse de cette énergie cinétique pour les deux perturbations simulées.
Cette analyse énergétique s'inspire de celle de Lorenz (1955). Le cycle énergétique proposé par Lorenz (1955) a été initialement mis en place pour étudier les conversions énergétique dans l'atmosphère globale. A l'échelle global, Lorenz (1955) a remarqué que la circulation est en moyenne zonale (Est-Ouest), les perturbations atmosphériques correspondant à des écarts par rapport à cette moyenne zonale. Lorenz (1955) a ainsi séparé l'énergie cinétique en une composante zonale KZ et une composante tourbillonnaire KE, la conversion entre KZ et KE étant qualifiée de conversion barotrope. A l'aide d'hypothèses qui ne sont valables qu'à l'échelle globale, Lorenz (1955) a ensuite définie une énergie potentielle dite "utilisable", la conversion entre cette énergie potentielle utilisable et l'énergie cinétique tourbillonnaire KE étant qualifiée de conversion barocline.
Il se trouve que l'onde d'Est africaine correspond à une perturbation dans la circulation zonale en Afrique de l'Ouest (le jet d'Est africain). L'application de l'analyse de Lorenz (1955) au cas local de l'Afrique de l'Ouest permet donc d'étudier la croissance énergétique des ondes d'Est par rapport à l'énergie cinétique du jet d'Est africain et de l'énergie potentielle utilisable.
Depuis une cinquantaine d'années, les scientifiques qui étudient la croissance énergétique des ondes d'Est africaines dans un domaine fini centré sur l'Afrique de l'Ouest appliquent directement l'analyse de Lorenz (1955), en rajoutant des termes d'advection pour quantifier les échangent d'énergie entre l'intérieur et l'extérieur du domaine fini.
L'énergie potentielle utilisable et le terme de conversion barocline définis par Lorenz (1955) ne sont cependant pas valables au cas d'un domaine fini. Concrètement, le terme de conversion barocline "de Lorenz" a des fortes valeurs positives qui ne sont pas associées à des augmentations d'énergie cinétique. Aussi, pour équilibrer le bilan d'énergie cinétique, il faut faire intervenir un terme puits qui n'a pas de signification physique claire (mais qui disparaît à l'échelle globale).
En fait dans un domaine fini c'est assez délicat de définir l'énergie potentielle utilisable, et il vaut mieux s'intéresser à l'énergie potentielle tout cours. L'énergie interne caractérise l'état de la masse atmosphérique, et peut donc être considérée comme l'énergie potentielle de l'atmosphère. L'énergie potentielle qui se transforme en énergie cinétique correspond de fait à de l'énergie potentielle utilisable. Cette conversion correspond à la conversion barocline précédemment définie.
Avec cette nouvelle définition, la conversion barocline est égale au travail horizontal des forces de pression. Dans un thalweg (système de base pression), lorsque la circulation est convergente (divergente), le travail horizontal des forces de pression est positif (négatif), ce qui correspond à une conversion barocline positive (négative). Cette conversion barocline est réalisée par la composant agéostrophique de la circulation atmosphérique. Une circulation en équilibre géostrophique strict est caractérisée par une conversion barocline nulle.
Nous allons nous intéresser au bilan d'énergie cinétique de la circulation tourbillonnaire (KE) effectué dans un domaine fini. Cette énergie peut varier par conversions barotropes (CK) et baroclines (CE), se dissiper par frottement (DE), et être échangée avec l'extérieur du domaine (terme d'advection BKE).
planche 23:
Faisons un point sur l'ajustement géostrophique.
Lorsqu'une circulation est en équilibre géostrophique strict, le tourbillon relatif est égal au tourbillon géostrophique.
Dans le cas d'une chute de pression d'origine convective, le tourbillon géostrophique augmente, celui-ci étant proportionnel au laplacien de la pression. Cette quantité caractérise la perturbation du champs de masse d'origine convective.
Le tourbillon relatif quant à lui caractérise le champs de vent.
Lorsque le tourbillon géostrophique tend vers le tourbillon relatif, c'est le champ de masse qui s'ajuste au champ de vent, et la perturbation de pression d'origine convective se dissipe.
Lorsque le tourbillon relatif tend vers le tourbillon géostrophique, c'est le champ de vent qui s'ajuste au champ de masse, et les vents se mettent à tourner dans le sens cyclonique autour de la dépression.
Il est donc intéressant de comparer ces deux quantités pour savoir dans quel sens cet ajustement dit géostrophique se produit.
planche 24:
Commençons par l'analyse énergétique de la Perturbation pre-Helene, à l'aide des sorties de simulation à 24 km. A gauche (voir planche ci-dessus) sont les cartes restreintes au domaine du bilan pour le tourbillon relatif simulé à 3000 m d'altitude. On peut y voir la circulation cyclonique associée à la Perturbation pre-Helene simulée qui s'intensifie au moment de franchir la côte Ouest africaine.
L'évolution temporelle du profile vertical moyenné horizontalement dans le domaine du bilan (cartes à gauche sur la planche ci-dessus) de l'énergie cinétique tourbillonnaire (en haut à droite sur la planche ci-dessus) montre des valeurs maximales en moyenne troposphère (vers 4000 m), la où l'onde d'Est a une intensité maximale. L'intensification en basse couche au cours de la phase océanique correspond à l'évolution cyclogénétique de cette perturbation.
L'évolution temporelle du profile vertical de tourbillon géostrophique (image au milieu à droite sur la planche ci-dessus) montre de fortes valeurs cycloniques (positives) dues à des chutes de pression d'origine convective.
Au cours de la phase continentale, le tourbillon relatif (image en bas à droite) n'augmente pas vraiment et c'est le tourbillon géostrophique qui finit par diminuer. Dans ce cas c'est donc le champ de masse qui s'ajuste au champs de vent, c'est-à-dire que l'ajustement du champs de vent à la perturbation du champs de masse d'origine convective n'est pas efficace.
Au cours de la phase continentale par contre le tourbillon relatif suit l'augmentation du tourbillon géostrophique. Dans ce cas donc l'ajustement du champs de vent aux chutes de pression d'origine convective est efficace.
planche 25:
Faisons maintenant le bilan d'énergie cinétique de cette circulation tourbillonnaire dans ce domaine fini.
Sur cette planche sont représentées les évolutions temporelles des profiles verticaux des différents termes du bilan d'énergie cinétique tourbillonnaire KE:
tendance = advection (BKE) + source/puits barotrope (CK) + source/puits barocline (CE) + dissipation par frottement (DE)
L'advection et le frottement sont relativement négligeables par rapport aux autres termes du bilan.
Les tendances positives pendant la phase continentale sont dues à une légère croissance barotrope, et surtout à une forte croissance barocline en basse couche. C'est-à-dire que dans le thalweg où la pression diminue, suite à des épisodes convectifs, la circulation est convergente, et le travail des forces de pression positif. En d'autres termes, la circulation horizontale tend à combler la perturbation du champs de masse d'origine convective. Cette croissance barocline est donc caractéristique de l'ajustement géostrophique inefficace du champs de vent au champs de masse.
Au cours de la phase océanique il en est autrement. Cette fois la conversion barocline est négative, due à l'influence grandissante d'un anticyclone subtropical au Nord-Ouest qui impose de la divergence à proximité du thalweg, i.e. un travail négatif des forces de pression. En même temps il y a une forte croissance barotrope, ce qui signifie que l'énergie de la circulation tourbillonnaire provient de celle du jet d'Est africain. En d'autres termes, la pression dans le thalweg diminue suite à des épisodes convectifs. En même temps la circulation zonale apporte de l'énergie à la circulation tourbillonnaire de sorte que cette dernière s'intensifie et s'ajuste géostrophiquement à la dépression. La conversion barotrope est donc ici caractéristique de l'ajustement géostrophique efficace (du champs de vent au champs de masse).
planche 26:
Faisons maintenant l'analyse énergétique de la Perturbation D, à l'aide des sorties de simulation à 24 km. A gauche (voir planche ci-dessus) sont les cartes restreintes au domaine du bilan pour le tourbillon relatif simulé à 3000 m d'altitude. On peut y voir la circulation cyclonique associée à la Perturbation D simulée au moment de franchir la côte Ouest africaine. Sur l'océan, dans la journée du 26 septembre (carte en bas à gauche sur la planche ci-dessus), une circulation anticyclonique en provenance du Sahara empêche la circulation cyclonique associée à la Perturbation D de s'organiser "correctement", en l'étirant horizontalement.
L'évolution temporelle du profile vertical d'énergie cinétique tourbillonnaire (en haut à droite sur la planche ci-dessus) montre des valeurs maximales en moyenne troposphère (vers 4000 m), la où l'onde d'Est a une intensité maximale. Il n'y a pas d'intensification en basse couche, étant donné qu'il s'agit d'un cas de non-cyclogénèse.
L'évolution temporelle du profile vertical de tourbillon géostrophique (image au milieu à droite sur la planche ci-dessus) montre de fortes valeurs cycloniques (positives) dues à des chutes de pression d'origine convective.
Au cours de la phase continentale, le tourbillon relatif (image en bas à droite) équilibre à peu prêt le tourbillon géostrophique, ce qui témoigne d'un ajustement géostrophique efficace. La circulation anticyclonique saharienne devient par contre prépondérante en basse et moyenne troposphère à partir du 25 septembre au soir, ce qui a pour effet d'augmenter la pression et de faire diminuer le tourbillon géostrophique. Le tourbillon relatif suit cette diminution.
Au cours de la phase océanique un re-développement convectif dans la région des Îles du Cap Vert est associé à une chute de pression et une brève augmentation du tourbillon gféostrophique, le tourbillon relatif devenant à peine cyclonique sur une courte période. Dans ce cas donc l'ajustement du champs de vent à la chute de pression d'origine convective n'est pas efficace.
planche 27:
Faisons maintenant le bilan d'énergie cinétique de cette circulation tourbillonnaire dans ce domaine fini.
Sur cette planche sont représentées les évolutions temporelles des profiles verticaux des différents termes du bilan d'énergie cinétique tourbillonnaire KE. Comme précédemment, l'advection et le frottement sont relativement négligeables par rapport aux autres termes du bilan.
Les tendances positives pendant la phase continentale sont dues à une croissance barotrope relativement importante, la circulation zonale alimentant la circulation cyclonique équilibrée. La conversion barocline au cours de cette phase continentale est due à l'interaction avec l'anticyclone saharien au Nord-est de la Perturbation D. C'est-à-dire que la circulation cyclonique associée à la perturbation D impose de la convergence à proximité du système de hautes pressions associé à la circulation anticyclonique qui s'intensifie, d'où le travail négatif des forces de pression.
Au cours de la phase océanique la circulation anticyclonique saharienne impose une courbure anticyclonique à la circulation d'Est, empêchant cette dernière d'alimenter la circulation cyclonique associée à la Perturbation D. D'où la quasi absence de croissance barotrope. La chute de pression d'origine convective entraîne par contre de la convergence en basse et moyenne troposphère, i.e. un travail positif des forces de pression, d'où la croissance barocline, ceci étant caractéristique de l'ajustement géostrophique inefficace du champs de vent à la chute de pression d'origine convective.
planche 28:
Dans la région des Îles du Cap Vert proche de l'équateur, la force de Coriolis est faible et le champs de vent a du mal à s'ajuster géostrophiquement à une perturbation du champs de masse. Dans un thalweg, en particulier lorsque des développement convectifs font diminuer la pression, les vents sont fortement convergents et tendent à combler la dépression. Si la convection est suffisamment longue (perturbation durable du champs de masse), et s'il y a un apport d'énergie cinétique, la circulation tourbillonnaire va avoir le temps de s'intensifier au détriment de la circulation convergente, permettant ainsi d'équilibrer le système dépressionnaire.
La cyclogénèse tropicale au Cap Vert serait-elle systématiquement associée à un apport d'énergie cinétique par la circulation zonale (croissance barotrope)? A vérifier sur d'autres cas d'étude.
planche 29:
La cyclogénèse aux Îles du Cap Vert est caractérisée par une intensification de la circulation cyclonique en basse et moyenne troposphère. Nous proposons donc d'étudier les variations du tourbillon vertical absolu (tourbillon vertical relatif + planétaire) pour mieux quantifier les processus physiques en jeu dans les perturbations simulées.
L'équation du tourbillon vertical est rappelée ici:
Tendance = Advection horizontale + Advection verticale + Étirement du tourbillon vertical pré-existant + bascule du tourbillon horizontal à la vertical.
Discutons sur le signe de ces termes dans le cas idéalisé d'une circulation cyclonique maximale au centre, en présence d'ascendances de type convectif au centre.
Lorsque la circulation est convergente (schéma en bas à gauche dans la planche ci-dessus), le tourbillon vertical est comprimé, ce qui entraîne son augmentation par étirement (c'est l'effet du patineur qui accélère sa vitesse de rotation en resserrant les bras). Par contre, la circulation convergente allant dans le sens des gradients positifs de tourbillon, l'advection horizontale est négative.
Lorsque la circulation est divergente (schéma en bas à droite dans la planche ci-dessus), le tourbillon vertical est dilaté, ce qui entraîne sa diminution par étirement (c'est l'effet du patineur qui réduit sa vitesse de rotation en écartant les bras). Par contre, la circulation divergente allant dans le sens des gradients négatifs de tourbillon, l'advection horizontale est positive.
Cette configuration simplifiée explique l'anticorrelation entre l'advection horizontal et le terme d'étirement. Ces deux termes sont qualifiés de "termes horizontaux".
planche 30:
Intéressons nous maintenant au signe de ce que l'on a appelé les "termes verticaux", à savoir l'advection vertical et le terme de bascule.
Dans le cas où le tourbillon vertical augmente avec l'altitude (schéma de gauche dans la planche ci-dessus), le cisaillement vertical qui en résulte correspond à du tourbillon horizontal. Les ascendances de type convectif maximales au centre ont pour effet de basculer ce tourbillon horizontal à la vertical, fabriquant ici du tourbillon vertical cyclonique. Par contre, les ascendances allant dans le sens des gradients verticaux positifs de tourbillon, l'advection verticale est négative.
Dans le cas où le tourbillon vertical diminue avec l'altitude (schéma de droite dans la planche ci-dessus), c'est l'inverse: le terme de bascule est négatif alors que l'advection verticale est positive.
Cette configuration simplifiée explique l'anticorrelation entre l'advection verticale et le terme de bascule, qualifiés de termes verticaux.
planche 31:
Commençons par l'analyse du tourbillon absolu de la Perturbation pre-Helene, à l'aide des sorties de simulation à 4 km. Dans la mesure où les vitesses verticales induites par la convection ont un impact direct sur les termes de l'équation du tourbillon, nous préférons ici utiliser les sorties de modèle à 4 km où la convection est explicite.
(l'analyse énergétique n'a pas été réalisée avec les sorties de simulation à 4 km parce que le coût de calcul aurait été gigantesque, en raison de la taille du domaine)
A gauche (voir planche ci-dessus) sont les cartes restreintes au domaine du bilan de tourbillon pour le tourbillon relatif simulé à 3000 m d'altitude. On peut y voir la circulation cyclonique associée à la Perturbation pre-Helene simulée qui s'intensifie au moment de franchir la côte Ouest africaine.
La carte du 11 septembre 2006 à 18 UTC (en haut à gauche dans la planche ci-dessus) montre de petites mais intenses structures cycloniques et anticycloniques à proximité de la côte Ouest africaine, en relation avec des développements convectifs. Lorsque la perturbation franchit la côte (cartes au milieu et en bas à gauche dans la planche ci-dessus), les petites structures cycloniques s'organisent, ce qui a pour effet d'augmenter la circulation cyclonique à grande échelle.
L'évolution temporelle du profile de vitesse verticale (en haut à droite dans la planche ci-dessus) montre le signatures des développement convectifs successifs dans le domaine, de même que l'évolution du profile de divergence horizontale (au milieu-haut à droite dans la planche ci-dessus) avec de la convergence en basse couche et de la divergence en altitude.
Au début de la période (après-midi du 11 septembre), ce profile est divergent en moyenne troposphère (3000 - 10000 m), ce qui est du à de la divergence imposée par l'anticyclone subtropical au Nord-Ouest. Cet effet est plus ou moins visible sur la partie Ouest de la carte de tourbillon relatif à 3000 m du 11 septembre 2006 à 18 UTC (carte en haut à gauche dans la planche ci-dessus).
L'évolution temporelle du profile de tourbillon géostrophique (au milieu-bas à droite dans la planche ci-dessus) montre d'importantes valeurs cycloniques liées à des chutes de pression d'origine convective. Ce tourbillon géostrophique n'est pas du tout équilibré avec le tourbillon relatif (en bas à droite dans la planche ci-dessus), même si il y a quand même une augmentation du tourbillon relatif. Pour cette raison, on parle d'ajustement géostrophique efficace, la perturbation du champs de masse due aux développements convectifs étant effectivement associée à une intensification de la circulation cyclonique.
planche 32:
Faisons maintenant le bilan de tourbillon absolu de cette perturbation dans ce domaine fini.
Sur cette planche sont représentées les évolutions temporelles des profiles verticaux des différents termes du bilan de tourbillon absolu, à savoir,
l'advection horizontale, l'étirement, la somme de ces deux termes horizontaux,
l'advection vertical, la bascule, la somme de ces ceux termes verticaux,
la tendance.
Les tendances positives caractéristiques de l'ajustement géostrophique efficace sont essentiellement dues aux termes horizontaux, les termes verticaux s'annulant quasiment.
Physiquement, de part la convergence en basse couche et les fortes ascendances en basse et moyenne troposphères induites par les développements convectifs, on observe une production de tourbillon cyclonique en basse couche par étirement et bascule, et un transport vers les couches moyennes de ce tourbillon cyclonique (advection verticale positive). Ce tourbillon cyclonique d'origine convective est ensuite transporté horizontalement en moyenne troposphère (advection horizontale positive) sous l'effet de la divergence imposée par l'anticyclone subtropical au Nord-Ouest.
L'organisation à grande échelle des structures cycloniques d'origine convective semble être du à un environnement favorable, en particulier à cet anticyclone subtropical au Nord-Ouest.
planche 33:
Faisons maintenant l'analyse du tourbillon absolu de la Perturbation D, à l'aide des sorties de simulation à 4 km. A gauche (voir planche ci-dessus) sont les cartes restreintes au domaine du bilan pour le tourbillon relatif simulé à 3000 m d'altitude. On peut y voir la circulation cyclonique associée à la Perturbation D simulée au moment de franchir la côte Ouest africaine.
Au moment de franchir la côte (26 Septembre 2006 à 06 UTC, carte en haut à gauche dans la planche ci-dessus), des petites et intenses structures cycloniques et anticycloniques se sont formées en relation avec des développement convectifs (comme dans le cas précédent).
Sur l'océan, 12 heures plus tard (carte en bas à gauche sur la planche ci-dessus), les petites structures cycloniques ne parviennent pas à s'organiser correctement à plus grande échelle, du à l'étirement horizontal imposé par la circulation anticyclonique saharienne à l'Est.
Le profile de vitesse verticale (en haut à droite dans la planche ci-dessus) montre des valeurs positives moins intenses que dans le cas précédent, en raison d'une plus faible activité convective. De même, le profile de divergence (au milieu-haut dans la planche ci-dessus) montre une convergence en basse couche et une divergence d'altitude de plus faibles amplitudes.
Le profile de tourbillon géostrophique (au milieu-bas dans la planche ci-dessus) est bien moins intense que dans le cas précédent, même s'il montre des valeurs cycloniques liées à des développements convectifs. Par contre le profile de tourbillon relatif (en bas à droite dans la planche ci-dessus) reste constant, ce qui traduit bien que l'ajustement géostrophique du champs de vent à la perturbation du champs de masse dans ce cas est inefficace.
planche 34:
Passons maintenant au bilan de tourbillon absolu de cette perturbation dans ce domaine fini.
On retrouve les mêmes termes que précédemment, bien que moins intenses.
En particulier, il y a bien une petite production de tourbillon cyclonique par étirement et bascule liée à la faible activité convective simulée, de même qu'un faible transport vertical de ce tourbillon cyclonique en moyenne troposphère. Le transport horizontal en moyenne troposphère de ce tourbillon cyclonique d'origine convective est par contre relativement faible, ce qui, par comparaison avec le cas précédent, s'explique par l'abscence d'interaction avec la circulation anticyclonique en aval.
Il semble donc que dans ce cas les processus convectifs et la circulation environnante étaient moins favorables, d'où la non-cyclogénèse.
planche 35:
planche 36:
La cyclogénèse au large de la côte Ouest a lieu lorsque:
1) des développements convectifs se produisent dan un thalweg de l'onde d'Est africaine
2) la circulation cyclonique associée à ce thalweg s'ajuste géostrophiquement à la chute de pression induite par les développements convectifs.
D'un point de vue énergétique, cet ajustement géostrophique est associé à une conversion barotrope. C'est-à-dire que le jet d'Est africain fourni de son énergie cinétique à la circulation cyclonique pour que cette dernière puisse s'ajuster au système dépressionnaire.
D'un point de vue du tourbillon, cet ajustement géostrophique correspond à une organisation à grande échelle des fines structures cycloniques produites par la convection, grâce en particulier à la dorsale en aval à l'orgine d'un advection horizontale positive en moyenne troposphère.
planche 37:
1er point: Il y aurait des choses à dire sur la relation entre la dépression saharienne en basse couche, les thalwegs qui en sortent de temps en temps et "l'accrochage" entre le flux de mousson et les alizés observé pendant la cyclogénèse au Cap Vert,
de même que sur la relation entre l'anticyclone saharien en moyenne troposphère qui surplombe la dépression saharienne en basse couche, cette dépression saharienne et l'étirement horizontal d'un thalweg de l'onde d'Est africaine pendant la non-cyclogénèse au Cap Vert.
2eme point: OK
3eme point: Les cyclones tropicaux sont les mêmes partout, mais les processus physiques qui y amènent ne sont pas forcément les mêmes partout. En particulier, dans l'océan indien, il n'y a pas d'onde d'Est en moyenne troposphère.
4eme point: Les bilans présentés sont calculés à partir de sorties de simulation toutes les 60 (30) minutes alors que les simulations à 24 (4) km ont tourné avec un pas de temps à 40 (4) secondes. Lorsqu'on intègre ces bilans dans des boîtes relativement grandes, on obtient des résultats relativement équilibrés. Par contre les résultats sont très mal équilibrés en point de grille. On ne peut donc pas tracer les termes du bilan sur des coupes horizontales ou verticales pour visualiser les processus physiques quantifiés par le bilan. Pour ce faire, il faudrait coder les bilans au cours du "run" et intégrer les termes du bilan au pas de temps du modèle.
A faire...
5ieme point: on en n'a pas parlé mais Méso-NH fait l'approximation anélastique. C'est à dire que les équations sont trafiquées de sorte que la pression n'est plus une variable calculée dans le modèle. Elle peut juste être déduite des autres.
Ceci pose problème...
Dans le cas compressible, l'énergie interne qui caractérise l'état de la masse atmosphérique est une quantité proportionnelle à la pression. Dans ce cas donc, l'effet des développements convectifs sur le champs de masse (énergie interne, pression) est explicite. De tels développements convectifs ont pour effet d'accroître les gradients de pression, et éventuellement d'augmenter la conversion barocline (positivement ou négativement suivant que la circulation est convergente ou divergente). On verrait ainsi comment ce produit l'ajustement géostrophique.
Dans le cas anélastique, l'énergie interne est juste proportionnelle à la température, la masse volumique étant approximée à une masse volumique de référence constante par niveau. On a donc pas de lien explicite entre les développements convectifs, la chute de pression, la variation d'énergie potentielle, la conversion barocline, l'ajustement géostrophique.
Aujourd'hui on a des super calculateurs donc on peut faire du compressible (les américains le font déjà).
Cette histoire de "lien explicite" ou pas explixite n'a certainement pas un grand impact sur la qualité de la simulation (point de vue "prévision météo"), mais a par contre un impact sur la "physique" que l'on peut déduire du modèle (point de vue "recherche").
planche 38:
(3 ans de travail acharné)
(télécharger le manuscrit ici)
planche 1:
Ce travail de thèse est une étude des cyclones tropicaux qui se forment au large de la côte Ouest africaine (voir fond de carte ci-dessus), dans la région des Îles du Cap Vert.Ces cyclones dits "du Cap Vert" se développent à partir de perturbations nuageuses (exemple sur l'image satellite ci-dessus) que l'on observe communément sur le continent Ouest africain pendant la période de mousson en été.
Ces perturbations nuageuses dites "convectives" sont emportées par la circulation d'Est à ces latitudes, atteignent éventuellement la côte Ouest africaine, et donnent éventuellement naissance à un cyclone tropical sur l'océan. Dans ce cas, on parle d'évolution cyclogénétique. Dans le cas contraire, on parle d'évolution non-cyclogénétique.
Dans cette présentation nous nous intéresserons aux processus physiques associés à la cyclogénèse au Cap Vert.
planche 2:
Après une introduction nous ferrons une étude climatologique du phénomène, à l'aide d'analyses du centre européen ECMWF et d'images satellites Meteosat. Ceci aboutira à un modèle conceptuel de cyclogénèse au Cap Vert, mettant en jeu des processus bien identifiés.Nous nous intéresserons en suite à deux cas particuliers: 1) la perturbation africaine qui a donné naissance à l'ouragan Helene en 2006, observée pendant la campagne NAMMA du 1er au 15 septembre 2006, 2) la Perturbation D, le cas de non-cyclogénèse observé pendant la campagne AMMA du 15 au 30 septembre 2006.
Ces deux cas on été simulés avec le modèle numérique Méso-NH, ce qui a permis d'analyser plus précisément les processus physiques à l'aide de bilans d'énergie et de tourbillon.
Cette présentation se terminera par une conclusion générale du travail de thèse et quelques perspectives.
planche 3:
Avant de commencer le sujet de cette présentation, rappelons que cette thèse a démarré avec la campagne AMMA en septembre 2006, au cours de laquelle la Perturbation D a été observées trois jours successifs à l'aide de dropsondes lâchées de l'avion Falcon-20.Ces données dropsondes ont permis de faire une analyse préliminaire des processus physiques en jeu dans ce cas d'évolution non-cyclogénétique.
Dans la mesure où ces données dropsondes ont été réanalysées par l'ECMWF, et dans la mesure où celle-ci ne sont disponibles que pour un seul cas, ces données dropsondes ont été délaissées dans la suite de ce travail de thèse au profit des analyses / réanalyses de l'ECMWF.
planche 4:
Introduisons maintenant la cyclogénèse au Cap Vert.La cyclogénèse tropicale dans l'Atlantique Nord correspond à une perturbation atmosphérique qui atteint successivement les stades de dépression, tempête et cyclone tropical. Chacun de ces états est caractérisé par un système nuageux "organisé" et une circulation cyclonique fermée au sol, avec des vents plus ou moins intenses.
Lorsque qu'une dépression tropicale se forme, celle-ci s'intensifie généralement en tempête tropicale.
Un cyclone du Cap Vert est donc soit une tempête soit un cyclone tropical qui a atteint l'intensité d'une dépression tropicale à proximité de la côte Ouest africaine, disons pour fixer les choses à l'Est de la longitude 30° W.
Pour illustrer celà, prenons l'exemple du cyclone tropical (ouragan) Helene qui a atteint l'intensité d'une dépression tropicale dans la journée du 12 septembre 2006.
L'image Méteosat dans le canal de la vapeur d'eau du 13 septembre à 00 UTC (en bas à gauche sur la planche ci-dessus) montre qu'à cette date Helene était effectivement associée à un système nuageux "organisé" à proximité des Îles du Cap Vert.
La carte des vents et altitudes à 1000 hPa (en bas à droite sur la planche ci-dessus) montre qu'au même moment Helene était aussi associée à une circulation cyclonique fermée en basse couche.
Il est intéressant de constater que dans ce cas de cyclogénèse au Capt Vert, la circulation cyclonique intense en basse couche qui caractérise la cyclogénèse tropicale est associée à deux vents communément observés au large de la côte Ouest africaine: les alizés au Nord et le flux de mousson au Sud.
planche 5:
Nous savons aujourd'hui que les cyclones du Cap Vert se développent à partir de précurseurs en moyenne troposphère, connus sous le nom d'onde d'Est Africaine. Cette onde d'Est africaine est une succession de thalwegs (zones de basse pression avec une circulation cyclonique) et dorsales (zones de haute pression avec une circulation anticyclonique) qui se développent dans la circulation d'Est (Jet d'Est africain) d'amplitude maximale vers 700 hPa. Cette onde est caractérisée par une longueur d'onde de 2000-4000 km et une période de 3-5 jours.La carte des vents et altitudes à 700 hPa du 8 septembre 2006 (planche ci-dessus) montre deux thalwegs de l'onde d'Est africaine, numérotés (1) et (2), chacun étant bien associé à une circulation cyclonique. Ces deux thalwegs sont séparés par une dorsale avec une circulation anticyclonique renforcée dans ce cas par l'Anticyclone Saharien au Nord.
Regardons comment cette situation a évoluée dans les jours qui ont suivi.
planche 6:
A gauche, les cartes des vents et altitudes à 700 hPa du 9 au 14 septembre.A droite, les images Meteosat aux dates correspondantes.
Les cartes des vents à gauche montrent que le thalweg (1) s'est rapidement dissipé sur l'Atlantique. Cette évolution non-cyclogénétique est attribuée à une interaction avec l'intensification de la circulation anticyclonique en amont associée à l'Anticyclone Saharien. Plus précisément, Le flux de Sud-Est à l'Est du thalweg (1) s'est intensifié, ce qui a eu pour effet d'étirer horizontalement ce thalweg (1), conduisant à son affaiblissement puis à sa disparition totale.
Il est intéressant de constater sur les images Meteosat à droite que ce thalweg (1) a quand même été associé à un développement convectif océanique, malgré sa non-évolution cyclogénétique.
Le thalweg (2), quant à lui, est un cas d'évolution cyclogénétique puisqu'il a donné naissance au cyclone Helene. Les images Meteosat à droite montrent que ce thalweg (2) a été associé à des développement convectifs sur le continent, la côte Ouest africaine et l'océan, le re-développement convectif océanique étant celui qui a démarré la cyclogénèse d'Helene dans la région des Îles du Cap Vert.
planche 7:
Pour conclure cette introduction, nous avons vu que la cyclogénèse au Cap Vert semble être le résultat d'une interaction entre plusieurs processus à différentes échelles,(1) des processus à ce que l'on appelle "l'échelle synoptique" avec le flux de mousson et les alizés en basse couche, l'onde d'Est africaine et l'Anticyclone Saharien en moyenne troposphère,
(2) des processus d'échelle convective avec ce que l'on appelle les "Systèmes convectifs d'échelle moyenne".
planche 8:
Intéressons nous maintenant à l'analyse climatologique réalisée à partir d'un jeu de cinq étés (2004 à 2008) d'analyses ECMWF et d'images Meteosat.L'idée est de détecter objectivement les thalwegs de l'Onde d'Est africaine qui sortent de l'Afrique de l'Ouest, pour ensuite pouvoir discuter sur les processus associés à leur évolution cyclogénétique ou non-cyclogénétique dans la région des Îles du Cap Vert.
Considérons donc le domaine "Omega" (image en haut à gauche dans la planche ci-dessus) centré sur les Îles du Cap Vert, et calculons le tourbillon à 700 hPa supérieur à un certain seuil (5 10-1 s-1) dans ce domaine (critère évalué en % du domaine Omega).
L'évolution de ce critère pour l'été 2006 est montrée ici (voir planche ci-dessus), du 1er juillet au 30 septembre. Chacun des maxima de cette courbe est associé au passage d'un thalweg dans le domaine Omega.
Les trajectoires des cyclones fournies par le "National Hurricane Center" permettent d'associer certain de ces thalwegs à des cas de cyclogénèse dans l'Atlantique. En particulier, pour cet été 2006, il y a eu deux cas de cyclogénèse au Cap Vert: Debby et Helene.
Pour les cinq étés considérés (2004 à 2008), 155 thalwegs de l'onde d'Est africaine ont été détectés, dont 9 ont évolués en cyclones du Cap Vert.
Nous allons maintenant discuter des processus associés à ces cas de cyclogénèse et de non-cyclogénèse, sans toutefois discuter de l'influence du cisaillement vertical du vent, de l'humidité en moyenne troposphère et de la température de la mer, ces trois processus étant climatologiquement favorables à la cyclogénèse au large de l'Afrique de l'Ouest.
planche 9:
Nous savons que la présence d'un thalweg intense en moyenne troposphère est favorable au développement de la convection. Nous pouvons donc supposer qu'un thalweg de l'onde d'Est africaine qui sort de la côte Ouest avec une forte intensité en moyenne troposphère va être favorable à la cyclogénèse au Cap Vert.Afin de détecter quels sont les thalwegs intenses qui sortent de l'Afrique de l'Ouest, reprenons le critère précédent en augmentant le seuil par deux (1 10-4 s-1). Ce critère permet de définir les périodes d'activité intense de l'onde d'Est africaine en moyenne troposphère.
Pour les cinq étés (2004 à 2008), ce critère détecte effectivement les 9 cyclones du Cap Vert, mais aussi 40 cas de non-cyclogénèse au Cap Vert. Ce critère ne permet donc pas d'expliquer à lui seul la cyclogénèse au Cap Vert, et il faut prendre en compte d'autres processus.
planche 10:
La cyclogénèse tropicale s'accompagne d'une intensification de la circulation cyclonique en basse couche. Cette intensification peut être le résultat d'un apport de tourbillon cyclonique en provenance de la circulation environnante, ou bien peut être produite in situ dans les systèmes convectifs (c'est la grande question...).Afin de savoir quels sont les thalwegs de l'onde d'Est africaine qui, en sortant de la côte Ouest, rencontrent une circulation cyclonique intense en basse couche, regardons le tourbillon à 1000 hPa supérieur à un certain seuil (1 10-4 s-1) et co-localisé avec le thalweg en moyenne troposphère.
Pour les cinq étés (2004 à 2008) ce critère détecte les 9 cyclones du Cap Vert plus 12 cas de non-cyclogénèse au Cap Vert.
La carte des vents à 1000 hPa moyennés pour les 155 thalwegs détectés (image de gauche dans la planche ci-dessus) montre les deux vents communément observés au large de la côte Ouest africaine: les alizés au Nord et le flux de mousson au Sud. Ces deux "courants antagonistes" (Hubert 1939) sont associés à un cisaillement cyclonique, mais pas à une circulation cyclonique fermée à proprement dite.
La carte des vents à 1000 hPa moyennés pour les 21 thalwegs qui vérifient le critère (image de droite dans la planche ci-dessus) montre au contraire que ces deux "courants antagonistes" se sont "accrochés" (Hubert 1939), résultant en une circulation cyclonique fermée en basse couche.
Ces deux vents d'échelle synoptique sont donc associés à la mise en place de la circulation cyclonique au sol au cours de la cyclogénèse au Cap vert.
planche 11:
Nous avons vu à l'introduction que l'anticyclone Saharien peut avoir un effet défavorable sur la cyclogénèse au Cap Vert, en étirant horizontalement un thalweg en moyenne troposphère.Afin de détecter les périodes où la circulation anticyclonique saharienne est effectivement en train d'étirer horizontalement un thalweg, regardons le vent méridien (composante Nord-Sud) au Nord du domaine Omega. Lorsque ce vent à une composante de Sud trop importante (supérieur à 10 ms-1), cet étirement par la circulation anticyclonique saharienne a effectivement lieu.
La carte des vents à 700 hPa moyennée pour les 155 thalwegs détectés (image de gauche dans la planche ci-dessus) montre qu'en moyenne cette circulation cyclonique saharienne est faible et n'interagit pas avec la circulation cyclonique du thalweg de l'onde d'Est africaine détecté au niveau des Îles du Cap Vert.
La carte des vents à 700 hPa moyennés pour les 27 thalwegs qui vérifient le critère (image de droite dans la planche ci-dessus) montre au contraire une circulation anticyclonique saharienne intense qui étire la circulation cyclonique du thalweg de l'onde d'Est africaine, empêchant son intensification dans la région des Îles du Cap Vert.
Lorsqu'on prend en compte les trois critères synoptiques, c'est-à-dire une circulation cyclonique intense en basse et moyenne troposphère, et une absence d'étirement en moyenne troposphère par l'Anticyclone Saharien, on détecte bien les 9 cyclones du Cap Vert plus uniquement 6 cas de non-cyclogénèse au Cap Vert.
planche 12:
La convection joue certainement un rôle important dans cette cyclogénèse au Cap Vert. Afin de détecter les périodes d'activité convective intense associées à un thalweg de l'onde d'Est africaine dans la région des Îles du Cap Vert, regardons la température de brillance mesurée par Meteosat dans le canal de la vapeur d'eau inférieure à un certain seuil (-50°C) et co-localisée avec le thalweg en moyenne troposphère.Ce critère détecte bien les 9 cyclones du Cap Vert, mais il détecte aussi 29 cas de non-cyclogénèse au Cap Vert. Celà signifie que la présence de convection profonde au sein d'un thalweg de l'onde d'Est africaine dans la région des Îles du Cap Vert ne permet pas de savoir si oui ou non il y a cyclogénèse. Pour que cette cyclogénèse ait effectivement lieu, il faut que la convection profonde se produise dans un environnement favorable.
En prenant en compte tous les critères synoptiques et convectifs à la fois, on détecte bien les 9 cyclones du Cap Vert, plus uniquement 3 cas de non-cyclogénèse au Cap Vert. Parmi ces 3 cas, il y a eu un cas de cyclogénèse légèrement plus à l'Ouest.
planche 13:
Proposons le concept de cyclogènèse au Cap Vert suivant:Cette cyclogénèse se produit lorsque:
(1) un thalweg de l'onde d'Est africaine avec une forte intensité en moyenne troposphère sort de l'Afrique de l'Ouest,
(2) en arrivant sur l'océan, ce thalweg rencontre une circulation cyclonique en basse couche associée à l'accrochage entre le flux de mousson et les alizés
(3) de la convection profonde démarre au sein de la circulation cyclonique,
(4) la circulation anticyclonique saharienne n'est pas en train d'étirer le thalweg en moyenne troposphère
Parmi les 155 thalwegs détectés pendant les étés de 2004 à 2008, 12 vérifient les quatre critères, dont 9 cyclones du Cap vert, 1 cyclone plus à l'Ouest et 2 cas de non-cyclogénèse dans l'Atlantique.
planche 14:
Ce concept est schématisé ici. La perturbation pre-Helene dont on va parler par la suite est dans ce cas de figure.Cette cyclogénèse peut être interprétée de la manière suivante:
Le développement convectif au sein de la circulation cyclonique est associé à un transport vertical de masse, celle-ci étant rejetée sur les côtés en haute troposphère la où l'écoulement est divergent. Il en résulte une diminution de la masse au sein de la colonne convective, et donc une diminution de la pression. La circulation cyclonique va ensuite s'intensifier suite à un ajustement géostrophique du champ de vent à cette perturbation du champ de masse.
planche 15:
Il suffit que l'un des quatre critères décrits plus haut ne soit pas vérifié pour que la cyclogénèse au Cap Vert n'ait pas lieu. Le cas de non-cyclogénèse du à l'étirement par l'anticyclone saharien est représenté ici, la Perturbation D dont on va parler par la suite étant dans ce cas de figure.planche 16:
Les deux de cas de cyclogénèse (Perturbation pre-Helene) et de non-cyclogénèse (Perturbation D) ont été simulé avec le modèle numérique Méso-NH dans deux configurations.Un premier jeu de simulation a d'abord été effectué avec une configuration à un modèle et une résolution horizontal de 24 km (voir les tailles des domaines simulés sur la planche ci-dessus). A 24 km, la convection n'est pas décrite explicitement. Pour la prendre en compte, il est nécessaire de la paramétrer.
Un second jeu de simulation a ensuite été effectué en rajoutant un second modèle imbriqué, celui-ci ayant cette fois une résolution horizontale de 4 km. A une telle résolution la simulation est supposée décrire explicitement la convection.
Avant d'analyser les perturbations simulées, il est dans un premier temps nécessaire d'évaluer dans quelle mesure les simulations sont "réalistes", pour savoir si cela a un sens d'étudier les processus physiques dans le modèle pour comprendre ce qui se passe dans l'atmosphère réelle.
planche 17:
L'image de gauche (planche ci-dessus) est une image composite réalisée à partir d'analyses ECMWF et d'images meteosat. Ces données sont considérées comme des observations. Le flux de mousson en basse couche est représenté par les flèches roses. L'air sec d'origine saharienne en basse couche est représenté par la zone bleutée, le vent de Nord-Est associé à cet air saharien étant donné par les flèches bleues foncées. Les vents d'Est en moyenne troposphère associés au jet d'Est africain sont représentées par les flèches vertes, le thalweg de l'onde d'Est africaine par le trait vertical bleu-vert. La température de brillance du sommet des nuages observée par Meteosat dans le canal de la vapeur d'eau est représentée avec l'échelle de couleur orange/violet.Cette image composite dite "d'observation" (image de gauche ci-dessus) date du 12 septembre 2006 à 06 UTC. A ce moment on observe le re-développement convectif océanique associé à la cyclogénèse d'Helene, en présence d'un fort flux de mousson en basse troposphère et d'un fort jet d'Est africain avec une légère courbure cyclonique en moyenne troposphère et un thalweg de l'onde d'Est africaine. L'air sec saharien reste au Nord de la région où la cyclogénèse se produit.
L'image de droite (planche ci-dessus) est l'image composite construite à partir des sorties de simulation à 24 km de la perturbation pre-Helene pour la même date. Dans cette simulation à 24 km, en comparaison à ce qui a été observé, le flux de mousson est plus intense, le jet d'Est africain est plus fort à l'Ouest mais a perdu de son amplitude à l'Est, la convection est moins intense et se produit plus à l'Est.
planche 18:
Lorsque l'on rajoute le modèle à 4 km, la convection est plus intense, ce qui est plus réalisite, même si elle n'est toujours pas simulée au bon endroit.planche 19:
Considérons maintenant la simulation de la Perturbation D.L'image composite d'observation (image de gauche sur la planche ci-dessus) datant du 26 septembre 2006 à 06UTC montre le système convectif associé à la Perturbation D sur la côte sénégalaise. A cette date, la Perturbation D était aussi associée à un flux de mousson de faible amplitude, ainsi qu'à un thalweg de l'onde d'Est africaine.
Dans la simulation à 24 km (image de droite), en comparaison aux observations, le flux de mousson est plus intense, la convection étant cependant plus faible et pas simulée au bon endroit.
planche 20:
En rajoutant le modèle à 4 km, on obtient une convection d'intensité comparable à l'observation, même si elle n'est toujours pas simulée là où elle a été observée.planche 21:
planche 22:
La cyclogénèse tropicale au Cap Vert est associée à une intensification de la circulation cyclonique en basse et moyenne troposphère. Cette cyclogénèse est donc associée à une augmentation de l'énergie cinétique de la circulation tourbillonnaire.Parlons maintenant de l'analyse de cette énergie cinétique pour les deux perturbations simulées.
Cette analyse énergétique s'inspire de celle de Lorenz (1955). Le cycle énergétique proposé par Lorenz (1955) a été initialement mis en place pour étudier les conversions énergétique dans l'atmosphère globale. A l'échelle global, Lorenz (1955) a remarqué que la circulation est en moyenne zonale (Est-Ouest), les perturbations atmosphériques correspondant à des écarts par rapport à cette moyenne zonale. Lorenz (1955) a ainsi séparé l'énergie cinétique en une composante zonale KZ et une composante tourbillonnaire KE, la conversion entre KZ et KE étant qualifiée de conversion barotrope. A l'aide d'hypothèses qui ne sont valables qu'à l'échelle globale, Lorenz (1955) a ensuite définie une énergie potentielle dite "utilisable", la conversion entre cette énergie potentielle utilisable et l'énergie cinétique tourbillonnaire KE étant qualifiée de conversion barocline.
Il se trouve que l'onde d'Est africaine correspond à une perturbation dans la circulation zonale en Afrique de l'Ouest (le jet d'Est africain). L'application de l'analyse de Lorenz (1955) au cas local de l'Afrique de l'Ouest permet donc d'étudier la croissance énergétique des ondes d'Est par rapport à l'énergie cinétique du jet d'Est africain et de l'énergie potentielle utilisable.
Depuis une cinquantaine d'années, les scientifiques qui étudient la croissance énergétique des ondes d'Est africaines dans un domaine fini centré sur l'Afrique de l'Ouest appliquent directement l'analyse de Lorenz (1955), en rajoutant des termes d'advection pour quantifier les échangent d'énergie entre l'intérieur et l'extérieur du domaine fini.
L'énergie potentielle utilisable et le terme de conversion barocline définis par Lorenz (1955) ne sont cependant pas valables au cas d'un domaine fini. Concrètement, le terme de conversion barocline "de Lorenz" a des fortes valeurs positives qui ne sont pas associées à des augmentations d'énergie cinétique. Aussi, pour équilibrer le bilan d'énergie cinétique, il faut faire intervenir un terme puits qui n'a pas de signification physique claire (mais qui disparaît à l'échelle globale).
En fait dans un domaine fini c'est assez délicat de définir l'énergie potentielle utilisable, et il vaut mieux s'intéresser à l'énergie potentielle tout cours. L'énergie interne caractérise l'état de la masse atmosphérique, et peut donc être considérée comme l'énergie potentielle de l'atmosphère. L'énergie potentielle qui se transforme en énergie cinétique correspond de fait à de l'énergie potentielle utilisable. Cette conversion correspond à la conversion barocline précédemment définie.
Avec cette nouvelle définition, la conversion barocline est égale au travail horizontal des forces de pression. Dans un thalweg (système de base pression), lorsque la circulation est convergente (divergente), le travail horizontal des forces de pression est positif (négatif), ce qui correspond à une conversion barocline positive (négative). Cette conversion barocline est réalisée par la composant agéostrophique de la circulation atmosphérique. Une circulation en équilibre géostrophique strict est caractérisée par une conversion barocline nulle.
Nous allons nous intéresser au bilan d'énergie cinétique de la circulation tourbillonnaire (KE) effectué dans un domaine fini. Cette énergie peut varier par conversions barotropes (CK) et baroclines (CE), se dissiper par frottement (DE), et être échangée avec l'extérieur du domaine (terme d'advection BKE).
planche 23:
Faisons un point sur l'ajustement géostrophique.Lorsqu'une circulation est en équilibre géostrophique strict, le tourbillon relatif est égal au tourbillon géostrophique.
Dans le cas d'une chute de pression d'origine convective, le tourbillon géostrophique augmente, celui-ci étant proportionnel au laplacien de la pression. Cette quantité caractérise la perturbation du champs de masse d'origine convective.
Le tourbillon relatif quant à lui caractérise le champs de vent.
Lorsque le tourbillon géostrophique tend vers le tourbillon relatif, c'est le champ de masse qui s'ajuste au champ de vent, et la perturbation de pression d'origine convective se dissipe.
Lorsque le tourbillon relatif tend vers le tourbillon géostrophique, c'est le champ de vent qui s'ajuste au champ de masse, et les vents se mettent à tourner dans le sens cyclonique autour de la dépression.
Il est donc intéressant de comparer ces deux quantités pour savoir dans quel sens cet ajustement dit géostrophique se produit.
planche 24:
Commençons par l'analyse énergétique de la Perturbation pre-Helene, à l'aide des sorties de simulation à 24 km. A gauche (voir planche ci-dessus) sont les cartes restreintes au domaine du bilan pour le tourbillon relatif simulé à 3000 m d'altitude. On peut y voir la circulation cyclonique associée à la Perturbation pre-Helene simulée qui s'intensifie au moment de franchir la côte Ouest africaine.L'évolution temporelle du profile vertical moyenné horizontalement dans le domaine du bilan (cartes à gauche sur la planche ci-dessus) de l'énergie cinétique tourbillonnaire (en haut à droite sur la planche ci-dessus) montre des valeurs maximales en moyenne troposphère (vers 4000 m), la où l'onde d'Est a une intensité maximale. L'intensification en basse couche au cours de la phase océanique correspond à l'évolution cyclogénétique de cette perturbation.
L'évolution temporelle du profile vertical de tourbillon géostrophique (image au milieu à droite sur la planche ci-dessus) montre de fortes valeurs cycloniques (positives) dues à des chutes de pression d'origine convective.
Au cours de la phase continentale, le tourbillon relatif (image en bas à droite) n'augmente pas vraiment et c'est le tourbillon géostrophique qui finit par diminuer. Dans ce cas c'est donc le champ de masse qui s'ajuste au champs de vent, c'est-à-dire que l'ajustement du champs de vent à la perturbation du champs de masse d'origine convective n'est pas efficace.
Au cours de la phase continentale par contre le tourbillon relatif suit l'augmentation du tourbillon géostrophique. Dans ce cas donc l'ajustement du champs de vent aux chutes de pression d'origine convective est efficace.
planche 25:
Faisons maintenant le bilan d'énergie cinétique de cette circulation tourbillonnaire dans ce domaine fini.Sur cette planche sont représentées les évolutions temporelles des profiles verticaux des différents termes du bilan d'énergie cinétique tourbillonnaire KE:
tendance = advection (BKE) + source/puits barotrope (CK) + source/puits barocline (CE) + dissipation par frottement (DE)
L'advection et le frottement sont relativement négligeables par rapport aux autres termes du bilan.
Les tendances positives pendant la phase continentale sont dues à une légère croissance barotrope, et surtout à une forte croissance barocline en basse couche. C'est-à-dire que dans le thalweg où la pression diminue, suite à des épisodes convectifs, la circulation est convergente, et le travail des forces de pression positif. En d'autres termes, la circulation horizontale tend à combler la perturbation du champs de masse d'origine convective. Cette croissance barocline est donc caractéristique de l'ajustement géostrophique inefficace du champs de vent au champs de masse.
Au cours de la phase océanique il en est autrement. Cette fois la conversion barocline est négative, due à l'influence grandissante d'un anticyclone subtropical au Nord-Ouest qui impose de la divergence à proximité du thalweg, i.e. un travail négatif des forces de pression. En même temps il y a une forte croissance barotrope, ce qui signifie que l'énergie de la circulation tourbillonnaire provient de celle du jet d'Est africain. En d'autres termes, la pression dans le thalweg diminue suite à des épisodes convectifs. En même temps la circulation zonale apporte de l'énergie à la circulation tourbillonnaire de sorte que cette dernière s'intensifie et s'ajuste géostrophiquement à la dépression. La conversion barotrope est donc ici caractéristique de l'ajustement géostrophique efficace (du champs de vent au champs de masse).
planche 26:
Faisons maintenant l'analyse énergétique de la Perturbation D, à l'aide des sorties de simulation à 24 km. A gauche (voir planche ci-dessus) sont les cartes restreintes au domaine du bilan pour le tourbillon relatif simulé à 3000 m d'altitude. On peut y voir la circulation cyclonique associée à la Perturbation D simulée au moment de franchir la côte Ouest africaine. Sur l'océan, dans la journée du 26 septembre (carte en bas à gauche sur la planche ci-dessus), une circulation anticyclonique en provenance du Sahara empêche la circulation cyclonique associée à la Perturbation D de s'organiser "correctement", en l'étirant horizontalement.L'évolution temporelle du profile vertical d'énergie cinétique tourbillonnaire (en haut à droite sur la planche ci-dessus) montre des valeurs maximales en moyenne troposphère (vers 4000 m), la où l'onde d'Est a une intensité maximale. Il n'y a pas d'intensification en basse couche, étant donné qu'il s'agit d'un cas de non-cyclogénèse.
L'évolution temporelle du profile vertical de tourbillon géostrophique (image au milieu à droite sur la planche ci-dessus) montre de fortes valeurs cycloniques (positives) dues à des chutes de pression d'origine convective.
Au cours de la phase continentale, le tourbillon relatif (image en bas à droite) équilibre à peu prêt le tourbillon géostrophique, ce qui témoigne d'un ajustement géostrophique efficace. La circulation anticyclonique saharienne devient par contre prépondérante en basse et moyenne troposphère à partir du 25 septembre au soir, ce qui a pour effet d'augmenter la pression et de faire diminuer le tourbillon géostrophique. Le tourbillon relatif suit cette diminution.
Au cours de la phase océanique un re-développement convectif dans la région des Îles du Cap Vert est associé à une chute de pression et une brève augmentation du tourbillon gféostrophique, le tourbillon relatif devenant à peine cyclonique sur une courte période. Dans ce cas donc l'ajustement du champs de vent à la chute de pression d'origine convective n'est pas efficace.
planche 27:
Faisons maintenant le bilan d'énergie cinétique de cette circulation tourbillonnaire dans ce domaine fini.Sur cette planche sont représentées les évolutions temporelles des profiles verticaux des différents termes du bilan d'énergie cinétique tourbillonnaire KE. Comme précédemment, l'advection et le frottement sont relativement négligeables par rapport aux autres termes du bilan.
Les tendances positives pendant la phase continentale sont dues à une croissance barotrope relativement importante, la circulation zonale alimentant la circulation cyclonique équilibrée. La conversion barocline au cours de cette phase continentale est due à l'interaction avec l'anticyclone saharien au Nord-est de la Perturbation D. C'est-à-dire que la circulation cyclonique associée à la perturbation D impose de la convergence à proximité du système de hautes pressions associé à la circulation anticyclonique qui s'intensifie, d'où le travail négatif des forces de pression.
Au cours de la phase océanique la circulation anticyclonique saharienne impose une courbure anticyclonique à la circulation d'Est, empêchant cette dernière d'alimenter la circulation cyclonique associée à la Perturbation D. D'où la quasi absence de croissance barotrope. La chute de pression d'origine convective entraîne par contre de la convergence en basse et moyenne troposphère, i.e. un travail positif des forces de pression, d'où la croissance barocline, ceci étant caractéristique de l'ajustement géostrophique inefficace du champs de vent à la chute de pression d'origine convective.
planche 28:
Dans la région des Îles du Cap Vert proche de l'équateur, la force de Coriolis est faible et le champs de vent a du mal à s'ajuster géostrophiquement à une perturbation du champs de masse. Dans un thalweg, en particulier lorsque des développement convectifs font diminuer la pression, les vents sont fortement convergents et tendent à combler la dépression. Si la convection est suffisamment longue (perturbation durable du champs de masse), et s'il y a un apport d'énergie cinétique, la circulation tourbillonnaire va avoir le temps de s'intensifier au détriment de la circulation convergente, permettant ainsi d'équilibrer le système dépressionnaire.La cyclogénèse tropicale au Cap Vert serait-elle systématiquement associée à un apport d'énergie cinétique par la circulation zonale (croissance barotrope)? A vérifier sur d'autres cas d'étude.
planche 29:
La cyclogénèse aux Îles du Cap Vert est caractérisée par une intensification de la circulation cyclonique en basse et moyenne troposphère. Nous proposons donc d'étudier les variations du tourbillon vertical absolu (tourbillon vertical relatif + planétaire) pour mieux quantifier les processus physiques en jeu dans les perturbations simulées.L'équation du tourbillon vertical est rappelée ici:
Tendance = Advection horizontale + Advection verticale + Étirement du tourbillon vertical pré-existant + bascule du tourbillon horizontal à la vertical.
Discutons sur le signe de ces termes dans le cas idéalisé d'une circulation cyclonique maximale au centre, en présence d'ascendances de type convectif au centre.
Lorsque la circulation est convergente (schéma en bas à gauche dans la planche ci-dessus), le tourbillon vertical est comprimé, ce qui entraîne son augmentation par étirement (c'est l'effet du patineur qui accélère sa vitesse de rotation en resserrant les bras). Par contre, la circulation convergente allant dans le sens des gradients positifs de tourbillon, l'advection horizontale est négative.
Lorsque la circulation est divergente (schéma en bas à droite dans la planche ci-dessus), le tourbillon vertical est dilaté, ce qui entraîne sa diminution par étirement (c'est l'effet du patineur qui réduit sa vitesse de rotation en écartant les bras). Par contre, la circulation divergente allant dans le sens des gradients négatifs de tourbillon, l'advection horizontale est positive.
Cette configuration simplifiée explique l'anticorrelation entre l'advection horizontal et le terme d'étirement. Ces deux termes sont qualifiés de "termes horizontaux".
planche 30:
Intéressons nous maintenant au signe de ce que l'on a appelé les "termes verticaux", à savoir l'advection vertical et le terme de bascule.Dans le cas où le tourbillon vertical augmente avec l'altitude (schéma de gauche dans la planche ci-dessus), le cisaillement vertical qui en résulte correspond à du tourbillon horizontal. Les ascendances de type convectif maximales au centre ont pour effet de basculer ce tourbillon horizontal à la vertical, fabriquant ici du tourbillon vertical cyclonique. Par contre, les ascendances allant dans le sens des gradients verticaux positifs de tourbillon, l'advection verticale est négative.
Dans le cas où le tourbillon vertical diminue avec l'altitude (schéma de droite dans la planche ci-dessus), c'est l'inverse: le terme de bascule est négatif alors que l'advection verticale est positive.
Cette configuration simplifiée explique l'anticorrelation entre l'advection verticale et le terme de bascule, qualifiés de termes verticaux.
planche 31:
Commençons par l'analyse du tourbillon absolu de la Perturbation pre-Helene, à l'aide des sorties de simulation à 4 km. Dans la mesure où les vitesses verticales induites par la convection ont un impact direct sur les termes de l'équation du tourbillon, nous préférons ici utiliser les sorties de modèle à 4 km où la convection est explicite.(l'analyse énergétique n'a pas été réalisée avec les sorties de simulation à 4 km parce que le coût de calcul aurait été gigantesque, en raison de la taille du domaine)
A gauche (voir planche ci-dessus) sont les cartes restreintes au domaine du bilan de tourbillon pour le tourbillon relatif simulé à 3000 m d'altitude. On peut y voir la circulation cyclonique associée à la Perturbation pre-Helene simulée qui s'intensifie au moment de franchir la côte Ouest africaine.
La carte du 11 septembre 2006 à 18 UTC (en haut à gauche dans la planche ci-dessus) montre de petites mais intenses structures cycloniques et anticycloniques à proximité de la côte Ouest africaine, en relation avec des développements convectifs. Lorsque la perturbation franchit la côte (cartes au milieu et en bas à gauche dans la planche ci-dessus), les petites structures cycloniques s'organisent, ce qui a pour effet d'augmenter la circulation cyclonique à grande échelle.
L'évolution temporelle du profile de vitesse verticale (en haut à droite dans la planche ci-dessus) montre le signatures des développement convectifs successifs dans le domaine, de même que l'évolution du profile de divergence horizontale (au milieu-haut à droite dans la planche ci-dessus) avec de la convergence en basse couche et de la divergence en altitude.
Au début de la période (après-midi du 11 septembre), ce profile est divergent en moyenne troposphère (3000 - 10000 m), ce qui est du à de la divergence imposée par l'anticyclone subtropical au Nord-Ouest. Cet effet est plus ou moins visible sur la partie Ouest de la carte de tourbillon relatif à 3000 m du 11 septembre 2006 à 18 UTC (carte en haut à gauche dans la planche ci-dessus).
L'évolution temporelle du profile de tourbillon géostrophique (au milieu-bas à droite dans la planche ci-dessus) montre d'importantes valeurs cycloniques liées à des chutes de pression d'origine convective. Ce tourbillon géostrophique n'est pas du tout équilibré avec le tourbillon relatif (en bas à droite dans la planche ci-dessus), même si il y a quand même une augmentation du tourbillon relatif. Pour cette raison, on parle d'ajustement géostrophique efficace, la perturbation du champs de masse due aux développements convectifs étant effectivement associée à une intensification de la circulation cyclonique.
planche 32:
Faisons maintenant le bilan de tourbillon absolu de cette perturbation dans ce domaine fini.Sur cette planche sont représentées les évolutions temporelles des profiles verticaux des différents termes du bilan de tourbillon absolu, à savoir,
l'advection horizontale, l'étirement, la somme de ces deux termes horizontaux,
l'advection vertical, la bascule, la somme de ces ceux termes verticaux,
la tendance.
Les tendances positives caractéristiques de l'ajustement géostrophique efficace sont essentiellement dues aux termes horizontaux, les termes verticaux s'annulant quasiment.
Physiquement, de part la convergence en basse couche et les fortes ascendances en basse et moyenne troposphères induites par les développements convectifs, on observe une production de tourbillon cyclonique en basse couche par étirement et bascule, et un transport vers les couches moyennes de ce tourbillon cyclonique (advection verticale positive). Ce tourbillon cyclonique d'origine convective est ensuite transporté horizontalement en moyenne troposphère (advection horizontale positive) sous l'effet de la divergence imposée par l'anticyclone subtropical au Nord-Ouest.
L'organisation à grande échelle des structures cycloniques d'origine convective semble être du à un environnement favorable, en particulier à cet anticyclone subtropical au Nord-Ouest.
planche 33:
Faisons maintenant l'analyse du tourbillon absolu de la Perturbation D, à l'aide des sorties de simulation à 4 km. A gauche (voir planche ci-dessus) sont les cartes restreintes au domaine du bilan pour le tourbillon relatif simulé à 3000 m d'altitude. On peut y voir la circulation cyclonique associée à la Perturbation D simulée au moment de franchir la côte Ouest africaine.Au moment de franchir la côte (26 Septembre 2006 à 06 UTC, carte en haut à gauche dans la planche ci-dessus), des petites et intenses structures cycloniques et anticycloniques se sont formées en relation avec des développement convectifs (comme dans le cas précédent).
Sur l'océan, 12 heures plus tard (carte en bas à gauche sur la planche ci-dessus), les petites structures cycloniques ne parviennent pas à s'organiser correctement à plus grande échelle, du à l'étirement horizontal imposé par la circulation anticyclonique saharienne à l'Est.
Le profile de vitesse verticale (en haut à droite dans la planche ci-dessus) montre des valeurs positives moins intenses que dans le cas précédent, en raison d'une plus faible activité convective. De même, le profile de divergence (au milieu-haut dans la planche ci-dessus) montre une convergence en basse couche et une divergence d'altitude de plus faibles amplitudes.
Le profile de tourbillon géostrophique (au milieu-bas dans la planche ci-dessus) est bien moins intense que dans le cas précédent, même s'il montre des valeurs cycloniques liées à des développements convectifs. Par contre le profile de tourbillon relatif (en bas à droite dans la planche ci-dessus) reste constant, ce qui traduit bien que l'ajustement géostrophique du champs de vent à la perturbation du champs de masse dans ce cas est inefficace.
planche 34:
Passons maintenant au bilan de tourbillon absolu de cette perturbation dans ce domaine fini.On retrouve les mêmes termes que précédemment, bien que moins intenses.
En particulier, il y a bien une petite production de tourbillon cyclonique par étirement et bascule liée à la faible activité convective simulée, de même qu'un faible transport vertical de ce tourbillon cyclonique en moyenne troposphère. Le transport horizontal en moyenne troposphère de ce tourbillon cyclonique d'origine convective est par contre relativement faible, ce qui, par comparaison avec le cas précédent, s'explique par l'abscence d'interaction avec la circulation anticyclonique en aval.
Il semble donc que dans ce cas les processus convectifs et la circulation environnante étaient moins favorables, d'où la non-cyclogénèse.
planche 35:
planche 36:
La cyclogénèse au large de la côte Ouest a lieu lorsque:1) des développements convectifs se produisent dan un thalweg de l'onde d'Est africaine
2) la circulation cyclonique associée à ce thalweg s'ajuste géostrophiquement à la chute de pression induite par les développements convectifs.
D'un point de vue énergétique, cet ajustement géostrophique est associé à une conversion barotrope. C'est-à-dire que le jet d'Est africain fourni de son énergie cinétique à la circulation cyclonique pour que cette dernière puisse s'ajuster au système dépressionnaire.
D'un point de vue du tourbillon, cet ajustement géostrophique correspond à une organisation à grande échelle des fines structures cycloniques produites par la convection, grâce en particulier à la dorsale en aval à l'orgine d'un advection horizontale positive en moyenne troposphère.
planche 37:
1er point: Il y aurait des choses à dire sur la relation entre la dépression saharienne en basse couche, les thalwegs qui en sortent de temps en temps et "l'accrochage" entre le flux de mousson et les alizés observé pendant la cyclogénèse au Cap Vert,de même que sur la relation entre l'anticyclone saharien en moyenne troposphère qui surplombe la dépression saharienne en basse couche, cette dépression saharienne et l'étirement horizontal d'un thalweg de l'onde d'Est africaine pendant la non-cyclogénèse au Cap Vert.
2eme point: OK
3eme point: Les cyclones tropicaux sont les mêmes partout, mais les processus physiques qui y amènent ne sont pas forcément les mêmes partout. En particulier, dans l'océan indien, il n'y a pas d'onde d'Est en moyenne troposphère.
4eme point: Les bilans présentés sont calculés à partir de sorties de simulation toutes les 60 (30) minutes alors que les simulations à 24 (4) km ont tourné avec un pas de temps à 40 (4) secondes. Lorsqu'on intègre ces bilans dans des boîtes relativement grandes, on obtient des résultats relativement équilibrés. Par contre les résultats sont très mal équilibrés en point de grille. On ne peut donc pas tracer les termes du bilan sur des coupes horizontales ou verticales pour visualiser les processus physiques quantifiés par le bilan. Pour ce faire, il faudrait coder les bilans au cours du "run" et intégrer les termes du bilan au pas de temps du modèle.
A faire...
5ieme point: on en n'a pas parlé mais Méso-NH fait l'approximation anélastique. C'est à dire que les équations sont trafiquées de sorte que la pression n'est plus une variable calculée dans le modèle. Elle peut juste être déduite des autres.
Ceci pose problème...
Dans le cas compressible, l'énergie interne qui caractérise l'état de la masse atmosphérique est une quantité proportionnelle à la pression. Dans ce cas donc, l'effet des développements convectifs sur le champs de masse (énergie interne, pression) est explicite. De tels développements convectifs ont pour effet d'accroître les gradients de pression, et éventuellement d'augmenter la conversion barocline (positivement ou négativement suivant que la circulation est convergente ou divergente). On verrait ainsi comment ce produit l'ajustement géostrophique.
Dans le cas anélastique, l'énergie interne est juste proportionnelle à la température, la masse volumique étant approximée à une masse volumique de référence constante par niveau. On a donc pas de lien explicite entre les développements convectifs, la chute de pression, la variation d'énergie potentielle, la conversion barocline, l'ajustement géostrophique.
Aujourd'hui on a des super calculateurs donc on peut faire du compressible (les américains le font déjà).
Cette histoire de "lien explicite" ou pas explixite n'a certainement pas un grand impact sur la qualité de la simulation (point de vue "prévision météo"), mais a par contre un impact sur la "physique" que l'on peut déduire du modèle (point de vue "recherche").
planche 38:
(3 ans de travail acharné)
(télécharger le manuscrit ici)