Cyclogenèse tropicale -Tropical cyclogenesis

Trajectoires mondiales des cyclones tropicaux entre 1985 et 2005, indiquant les zones où les cyclones tropicaux se développent habituellement

La cyclogenèse tropicale est le développement et le renforcement d'un cyclone tropical dans l' atmosphère . Les mécanismes par lesquels se produit la cyclogenèse tropicale sont nettement différents de ceux par lesquels se produit la cyclogenèse tempérée . La cyclogenèse tropicale implique le développement d'un cyclone à cœur chaud , dû à une convection importante dans un environnement atmosphérique favorable.

La cyclogenèse tropicale nécessite six facteurs principaux : des températures de surface de la mer suffisamment chaudes (au moins 26,5 °C (79,7 °F)), une instabilité atmosphérique, une humidité élevée dans les niveaux inférieurs à moyens de la troposphère , une force de Coriolis suffisante pour développer un centre de basse pression , un foyer ou une perturbation préexistante à basse altitude et un faible cisaillement vertical du vent .

Les cyclones tropicaux ont tendance à se développer pendant l'été, mais ont été observés presque tous les mois dans la plupart des bassins . Les cycles climatiques tels que ENSO et l' oscillation Madden-Julian modulent le moment et la fréquence du développement des cyclones tropicaux. Il existe une limite à l'intensité du cyclone tropical qui est fortement liée aux températures de l'eau le long de son parcours.

En moyenne, 86 cyclones tropicaux d'intensité de tempête tropicale se forment chaque année dans le monde. Parmi ceux-ci, 47 atteignent une force supérieure à 74 mph (119 km / h) et 20 deviennent des cyclones tropicaux intenses (au moins une intensité de catégorie 3 sur l' échelle Saffir-Simpson ).

Exigences pour la formation de cyclones tropicaux

Profondeur de l' isotherme 26 °C le 1er octobre 2006

Il y a six exigences principales pour la cyclogenèse tropicale : des températures de surface de la mer suffisamment chaudes, une instabilité atmosphérique, une humidité élevée dans les niveaux inférieurs à moyens de la troposphère , une force de Coriolis suffisante pour maintenir un centre de basse pression, un foyer ou une perturbation de bas niveau préexistant, et une faible cisaillement vertical du vent . Bien que ces conditions soient nécessaires à la formation d'un cyclone tropical, elles ne garantissent pas la formation d'un cyclone tropical.

Eaux chaudes, instabilité et humidité de niveau moyen

Les vagues des alizés dans l'océan Atlantique - des zones de vents convergents qui se déplacent lentement le long de la même trajectoire que le vent dominant - créent des instabilités dans l'atmosphère qui peuvent conduire à la formation d'ouragans.

Normalement, une température océanique de 26,5 °C (79,7 °F) couvrant au moins 50 mètres de profondeur est considérée comme le minimum pour maintenir un cyclone tropical . Ces eaux chaudes sont nécessaires pour maintenir le noyau chaud qui alimente les systèmes tropicaux. Cette valeur est bien au-dessus de 16,1 °C (60,9 °F), la température de surface moyenne mondiale des océans.

Les cyclones tropicaux sont connus pour se former même lorsque les conditions normales ne sont pas réunies. Par exemple, des températures de l'air plus froides à une altitude plus élevée (par exemple, au niveau de 500  hPa , ou 5,9 km) peuvent conduire à une cyclogenèse tropicale à des températures de l'eau plus basses, car un certain taux de déchéance est nécessaire pour forcer l'atmosphère à être suffisamment instable pour la convection . Dans une atmosphère humide, ce taux de déchéance est de 6,5 °C/km, alors que dans une atmosphère avec moins de 100 % d'humidité relative , le taux de déchéance requis est de 9,8 °C/km.

Au niveau de 500 hPa, la température de l'air est en moyenne de -7 ° C (18 ° F) sous les tropiques, mais l'air sous les tropiques est normalement sec à ce niveau, donnant à l'air de la place au bulbe humide , ou frais à mesure qu'il s'humidifie, à une température plus favorable qui peut alors favoriser la convection. Une température de bulbe humide à 500 hPa dans une atmosphère tropicale de -13,2 ° C est nécessaire pour initier la convection si la température de l'eau est de 26,5 ° C, et cette exigence de température augmente ou diminue proportionnellement de 1 ° C dans la température de surface de la mer pour chaque 1 ° Changement de C à 500 hpa. Sous un cyclone froid, les températures de 500 hPa peuvent descendre jusqu'à -30 ° C, ce qui peut déclencher une convection même dans les atmosphères les plus sèches. Cela explique également pourquoi l'humidité dans les niveaux moyens de la troposphère , environ au niveau de 500 hPa, est normalement une exigence pour le développement. Cependant, lorsque de l'air sec se trouve à la même hauteur, les températures à 500 hPa doivent être encore plus froides car les atmosphères sèches nécessitent un taux de déchéance plus élevé pour l'instabilité que les atmosphères humides. À des hauteurs proches de la tropopause , la température moyenne sur 30 ans (mesurée au cours de la période allant de 1961 à 1990) était de -77 ° C (-105 ° F). Un exemple récent d'un cyclone tropical qui s'est maintenu au-dessus des eaux plus froides était Epsilon de la saison 2005 des ouragans de l'Atlantique .

Rôle de l'intensité potentielle maximale (IPM)

Kerry Emanuel a créé un modèle mathématique vers 1988 pour calculer la limite supérieure de l'intensité des cyclones tropicaux en fonction de la température de surface de la mer et des profils atmosphériques des derniers modèles mondiaux . Le modèle d'Emanuel est appelé l' intensité potentielle maximale , ou MPI. Les cartes créées à partir de cette équation montrent les régions où la formation de tempêtes tropicales et d'ouragans est possible, sur la base de la thermodynamique de l'atmosphère au moment de la dernière exécution du modèle. Ceci ne tient pas compte du cisaillement vertical du vent .

Représentation schématique de l'écoulement autour d'une zone de basse pression (dans ce cas, l'ouragan Isabel ) dans l'hémisphère Nord. La force du gradient de pression est représentée par des flèches bleues, l'accélération de Coriolis (toujours perpendiculaire à la vitesse) par des flèches rouges

force de Coriolis

Une distance minimale de 500 km (310 mi) de l' équateur (environ 4,5 degrés de l'équateur) est normalement nécessaire pour la cyclogenèse tropicale. La force de Coriolis confère une rotation à l'écoulement et survient lorsque les vents commencent à s'écouler vers la pression inférieure créée par la perturbation préexistante. Dans les zones où la force de Coriolis est très faible ou inexistante (par exemple près de l'équateur), les seules forces atmosphériques significatives en jeu sont la force du gradient de pression (la différence de pression qui fait que les vents soufflent de la haute à la basse pression) et une plus petite friction . Obliger; ces deux seuls ne provoqueraient pas la rotation à grande échelle requise pour la cyclogenèse tropicale. L'existence d'une force de Coriolis significative permet au vortex en développement d'atteindre l'équilibre du gradient de vent. Il s'agit d'une condition d'équilibre trouvée dans les cyclones tropicaux matures qui permet à la chaleur latente de se concentrer près du cœur de la tempête ; cela se traduit par le maintien ou l'intensification du vortex si les autres facteurs de développement sont neutres.

Perturbation de bas niveau

Qu'il s'agisse d'une dépression dans la zone de convergence intertropicale (ITCZ), d'une onde tropicale , d'un large front de surface ou d'une limite d'écoulement , une caractéristique de bas niveau avec une vorticité et une convergence suffisantes est nécessaire pour commencer la cyclogenèse tropicale. Même avec des conditions d'altitude parfaites et l'instabilité atmosphérique requise, l'absence d'un foyer de surface empêchera le développement d'une convection organisée et d'une dépression de surface. Les cyclones tropicaux peuvent se former lorsque de plus petites circulations au sein de la zone de convergence intertropicale se rejoignent et fusionnent.

Faible cisaillement vertical du vent

Un cisaillement vertical du vent inférieur à 10 m/s (20  nœuds , 22 mph) entre la surface et la tropopause est favorisé pour le développement des cyclones tropicaux. Un cisaillement vertical plus faible accélère la croissance verticale de la tempête dans les airs, ce qui aide la tempête à se développer et à devenir plus forte. Si le cisaillement vertical est trop fort, la tempête ne peut pas atteindre son plein potentiel et son énergie se répartit sur une zone trop vaste pour que la tempête se renforce. Un fort cisaillement du vent peut "faire exploser" le cyclone tropical, car il déplace le noyau chaud de niveau moyen de la circulation de surface et assèche les niveaux moyens de la troposphère , interrompant le développement. Dans les systèmes plus petits, le développement d'un important complexe convectif à mésoéchelle dans un environnement cisaillé peut envoyer une limite d'écoulement suffisamment grande pour détruire le cyclone de surface. Un cisaillement modéré du vent peut conduire au développement initial du complexe convectif et de la dépression de surface similaire aux latitudes moyennes, mais il doit se relâcher pour permettre à la cyclogenèse tropicale de se poursuivre.

Interactions favorables à travers

Un cisaillement vertical limité du vent peut être positif pour la formation de cyclones tropicaux. Lorsqu'un creux de niveau supérieur ou un minimum de niveau supérieur est à peu près de la même ampleur que la perturbation tropicale, le système peut être dirigé par le système de niveau supérieur dans une zone avec une meilleure diffluence en altitude, ce qui peut entraîner un développement supplémentaire. Les cyclones supérieurs plus faibles sont de meilleurs candidats pour une interaction favorable. Il est prouvé que les cyclones tropicaux faiblement cisaillés se développent initialement plus rapidement que les cyclones tropicaux non cisaillés, bien que cela se fasse au prix d'un pic d'intensité avec des vitesses de vent beaucoup plus faibles et une pression minimale plus élevée . Ce processus est également connu sous le nom d' initiation barocline d'un cyclone tropical. Les cyclones supérieurs traînants et les creux supérieurs peuvent créer des canaux d'écoulement supplémentaires et contribuer au processus d'intensification. Les perturbations tropicales en développement peuvent aider à créer ou à approfondir des creux en altitude ou des dépressions en altitude dans leur sillage en raison du jet d'écoulement émanant de la perturbation/cyclone tropical en développement.

Il y a des cas où de grands creux de latitude moyenne peuvent aider à la cyclogenèse tropicale lorsqu'un courant- jet de niveau supérieur passe au nord-ouest du système en développement, ce qui favorisera la divergence en altitude et l'afflux à la surface, faisant tourner le cyclone. Ce type d'interaction est plus souvent associé à des perturbations déjà en cours de recourbure.

Temps de formation

Des pics d'activité dans le monde

Dans le monde entier, l'activité des cyclones tropicaux culmine à la fin de l'été, lorsque les températures de l'eau sont les plus chaudes. Chaque bassin, cependant, a ses propres modèles saisonniers. À l'échelle mondiale, mai est le mois le moins actif, tandis que septembre est le plus actif.

Dans l'Atlantique Nord, une saison des ouragans distincte se produit du 1er juin au 30 novembre, avec un pic de fin août à octobre. Le pic statistique de la saison des ouragans dans l'Atlantique Nord est le 10 septembre. Le Pacifique Nord-Est a une période d'activité plus longue, mais dans un laps de temps similaire à l'Atlantique. Le Pacifique Nord-Ouest connaît des cyclones tropicaux toute l'année, avec un minimum en février et un pic début septembre. Dans le bassin du nord de l'Inde , les tempêtes sont plus fréquentes d'avril à décembre, avec des pics en mai et novembre.

Dans l'hémisphère sud, l'activité des cyclones tropicaux commence généralement début novembre et se termine généralement le 30 avril. L'activité dans l'hémisphère sud culmine de la mi-février au début mars. Pratiquement toute l'activité de l'hémisphère sud est vue de la côte sud-africaine vers l'est, vers l'Amérique du Sud. Les cyclones tropicaux sont des événements rares dans le sud de l'océan Atlantique et dans l'extrême sud-est de l'océan Pacifique.

Durées et moyennes des saisons
Bassin
Début de saison

Fin de saison

Cyclones tropicaux
Réfs
Atlantique Nord 1 juin 30 novembre 14.4
Pacifique oriental 15 mai 30 novembre 16.6
Pacifique Ouest 1er janvier le 31 décembre 26,0
Indien du Nord 1er janvier le 31 décembre 12
Sud-ouest indien 1er juillet 30 juin 9.3
Région australienne 1er novembre 30 avril 11.0
Pacifique Sud 1er novembre 30 avril 7.1
Total: 96,4

Zones de formation inhabituelles

L'ouragan Pablo s'est formé dans l'extrême nord-est de l'Atlantique au cours de la saison 2019 .

Moyennes latitudes

Les zones à plus de 30 degrés de l'équateur (sauf à proximité d'un courant chaud) ne sont normalement pas propices à la formation ou au renforcement des cyclones tropicaux, et les zones à plus de 40 degrés de l'équateur sont souvent très hostiles à un tel développement. Le principal facteur limitant est la température de l'eau, bien qu'un cisaillement plus élevé à des latitudes croissantes soit également un facteur. Ces zones sont parfois fréquentées par des cyclones se déplaçant vers les pôles depuis les latitudes tropicales. En de rares occasions, comme Pablo en 2019 , Alex en 2004 , Alberto en 1988 et l' ouragan du nord-ouest du Pacifique en 1975 , des tempêtes peuvent se former ou se renforcer dans cette région. En règle générale, les cyclones tropicaux subiront une transition extratropicale après s'être réincurvés vers les pôles et deviendront généralement entièrement extratropicaux après avoir atteint 45 à 50 ° de latitude. La majorité des cyclones extratropicaux ont tendance à se renforcer après avoir terminé la période de transition.

Près de l'équateur

Les zones situées à environ dix degrés de latitude de l'équateur ne connaissent pas une force de Coriolis significative , un ingrédient vital dans la formation des cyclones tropicaux. Cependant, quelques cyclones tropicaux ont été observés se formant à moins de cinq degrés de l'équateur.

Atlantique Sud

Une combinaison de cisaillement du vent et d'un manque de perturbations tropicales de la zone de convergence intertropicale (ITCZ) rend très difficile pour l'Atlantique Sud de soutenir l'activité tropicale. Au moins 5 cyclones tropicaux ont été observés ici, tels qu'une faible tempête tropicale en 1991 au large des côtes de l'Afrique près de l'Angola , l'ouragan Catarina , qui a touché terre au Brésil en 2004 avec une force de catégorie 2 , une petite tempête en janvier 2004 située à l'est de Salvador, Brésil , et la tempête tropicale Iba en mars 2019. On pense que la tempête de janvier a atteint l'intensité de la tempête tropicale sur la base des mesures de vent du diffusiomètre .

Méditerranée et Mer Noire

Des tempêtes dont la structure ressemble à celle des cyclones tropicaux se produisent parfois dans le bassin méditerranéen . Exemples de ces « cyclones tropicaux méditerranéens » formés en septembre 1947, septembre 1969, septembre 1973, août 1976, janvier 1982, septembre 1983, décembre 1984, décembre 1985, octobre 1994, janvier 1995, octobre 1996, septembre 1997, décembre 2005, septembre 2006, novembre 2011, novembre 2014, novembre 2017, septembre 2018, septembre 2020, novembre et décembre 2020. Cependant, il y a un débat sur la nature tropicale de ces tempêtes.

La mer Noire a, à l'occasion, produit ou alimenté des tempêtes qui commencent une rotation cyclonique et qui semblent être similaires aux cyclones de type tropical observés en Méditerranée. Deux de ces tempêtes ont atteint une intensité de tempête tropicale et de tempête subtropicale en août 2002 et septembre 2005 respectivement.

Autre part

La cyclogenèse tropicale est extrêmement rare dans l'extrême sud-est de l'océan Pacifique, en raison des températures froides à la surface de la mer générées par le courant de Humboldt , et également en raison d'un cisaillement de vent défavorable ; en tant que tel, il n'y a aucune trace d'un cyclone tropical affectant l'ouest de l'Amérique du Sud. Cependant, plusieurs systèmes ont été observés se développant dans la région à l'est de 120°W , qui est la limite orientale officielle du bassin du Pacifique Sud . Le 11 mai 1983, une dépression tropicale s'est développée près de 110°W , que l'on pensait être le cyclone tropical du Pacifique Sud en formation le plus à l'est jamais observé à l'ère des satellites. Mi-2015, un cyclone subtropical rare a été identifié début mai, légèrement près du Chili , encore plus à l'est que la dépression tropicale de 1983. Ce système a été officieusement surnommé Katie par les chercheurs. Un autre cyclone subtropical a été identifié à 77,8 degrés de longitude ouest en mai 2018, juste au large des côtes du Chili. Ce système a été officieusement nommé Lexi par les chercheurs. Un cyclone subtropical a été repéré juste au large des côtes chiliennes en janvier 2022, nommé Humberto par les chercheurs.

Des tourbillons ont été signalés au large des côtes du Maroc dans le passé. Cependant, on peut se demander s'ils ont vraiment un caractère tropical.

L'activité tropicale est également extrêmement rare dans les Grands Lacs . Cependant, un système de tempête qui ressemblait à un cyclone subtropical ou tropical s'est formé en septembre 1996 sur le lac Huron . Le système a développé une structure semblable à un œil en son centre, et il peut avoir été brièvement un cyclone subtropical ou tropical.

Intensification intérieure

Les cyclones tropicaux ont généralement commencé à s'affaiblir immédiatement après et parfois même avant l'atterrissage, car ils perdent le moteur thermique alimenté par la mer et la friction ralentit les vents. Cependant, dans certaines circonstances, les cyclones tropicaux ou subtropicaux peuvent maintenir ou même augmenter leur intensité pendant plusieurs heures dans ce que l'on appelle l' effet océan brun . Cela est plus susceptible de se produire avec des sols chauds et humides ou des zones marécageuses, avec des températures au sol chaudes et un terrain plat, et lorsque le support de niveau supérieur reste propice.

Influence des cycles climatiques à grande échelle

Influence de l'ENSO

Boucle d' anomalies de température de surface de la mer (SST) dans le Pacifique tropical
Effets ENSO sur la distribution des ouragans.

El Niño (ENSO) déplace la région (eau plus chaude, montant et descendant à différents endroits, en raison des vents) dans le Pacifique et l'Atlantique où davantage de tempêtes se forment, entraînant des valeurs d' énergie cyclonique accumulée (ACE) presque constantes dans n'importe quel bassin. L'événement El Niño diminue généralement la formation d'ouragans dans les régions de l'Atlantique, de l'extrême ouest du Pacifique et de l'Australie, mais augmente plutôt les chances dans le centre du Pacifique Nord et Sud et en particulier dans la région des typhons de l'ouest du Pacifique Nord.

Les cyclones tropicaux dans les bassins du nord-est du Pacifique et du nord de l'Atlantique sont tous deux générés en grande partie par des ondes tropicales provenant du même train d'ondes.

Dans le nord-ouest du Pacifique, El Niño déplace la formation des cyclones tropicaux vers l'est. Lors des épisodes El Niño, les cyclones tropicaux ont tendance à se former dans la partie orientale du bassin, entre 150°E et la ligne internationale de changement de date (IDL). Couplé à une augmentation de l'activité dans le Pacifique Centre-Nord (IDL à 140°W ) et le Pacifique Centre-Sud (à l'est de 160°E ), il y a une nette augmentation du développement des cyclones tropicaux près de la ligne internationale de changement de date des deux côtés de l'équateur. Bien qu'il n'y ait pas de relation linéaire entre la force d'un El Niño et la formation de cyclones tropicaux dans le Pacifique Nord-Ouest, les typhons qui se forment pendant les années El Niño ont tendance à avoir une durée plus longue et des intensités plus élevées. La cyclogenèse tropicale dans le nord-ouest du Pacifique est supprimée à l'ouest de 150°E dans l'année qui suit un événement El Niño.

Influence de la MJO

Moyenne mobile sur 5 jours de la MJO. Notez comment il se déplace vers l'est avec le temps.

En général, les augmentations de vent d'ouest associées à l'oscillation Madden-Julian entraînent une augmentation de la cyclogenèse tropicale dans tous les bassins. Au fur et à mesure que l'oscillation se propage d'ouest en est, elle conduit à une marche vers l'est de la cyclogenèse tropicale avec le temps pendant la saison estivale de cet hémisphère. Il existe cependant une relation inverse entre l'activité des cyclones tropicaux dans le bassin du Pacifique occidental et le bassin de l'Atlantique nord. Lorsqu'un bassin est actif, l'autre est normalement calme et vice versa. La cause principale semble être la phase de l'oscillation Madden-Julian, ou MJO, qui est normalement dans des modes opposés entre les deux bassins à un moment donné.

Influence des ondes de Rossby équatoriales

La recherche a montré que les paquets d'ondes Rossby équatoriales piégés peuvent augmenter la probabilité de cyclogenèse tropicale dans l'océan Pacifique, car ils augmentent les vents d'ouest à basse altitude dans cette région, ce qui entraîne alors une plus grande vorticité à basse altitude. Les ondes individuelles peuvent se déplacer à environ 1,8  m/s (4 mph) chacune, bien que le groupe ait tendance à rester stationnaire.

Prévisions saisonnières

Depuis 1984, la Colorado State University publie des prévisions saisonnières de cyclones tropicaux pour le bassin nord-atlantique, avec des résultats qui, selon elle, sont meilleurs que la climatologie. L'université prétend avoir trouvé plusieurs relations statistiques pour ce bassin qui semblent permettre une prédiction à long terme du nombre de cyclones tropicaux. Depuis, de nombreux autres ont émis des prévisions saisonnières pour les bassins du monde. Les prédicteurs sont liés aux oscillations régionales du système climatique global : la circulation de Walker qui est liée à El Niño–oscillation australe ; l' oscillation nord-atlantique (NAO); l' oscillation arctique (AO); et le modèle nord-américain du Pacifique (PNA).

Voir également

Références

Liens externes