image
image
image

Votre IP : 18.204.48.64
Dernier ajout : 5 août
Visiteurs connectés : 10

image Conception
Développé sous SPIP
Informations légales

image
image
Recherche image

Pratiques et Techniques de la Plaisance

image

Accueil du site > Articles > En navigation > Météorologie > Risques medicane > acp.copernicus - Processus de surface dans le medicane du 7 novembre 2014

Rubrique : Risques medicane

__________________________________________________________________________________________________________________

acp.copernicus - Processus de surface dans le medicane du 7 novembre 2014 Version imprimable de cet article Version imprimable

Publié Décembre 2020, (màj 25 juin) par : yoruk    yvesD   

Copyright : Les articles sont la propriété de leurs auteurs et ne peuvent pas être reproduits en partie ou totalité sans leur accord
S'identifier pour s'abonner par mail Inscrit aux forum vous pourriez transmettre cette page à un ami plaisancier

Mots-clés secondaires: sécurité , météo , logiciels

Processus de surface dans le medicane du 7 novembre 2014

Généralement isolés les plaisanciers naviguant en Méditerranée centrale et orientale, peuvent être confrontés à des phénomènes violents et imprévisibles, au mieux, difficile à prévoir. Ce sont les medicanes, ou cyclone méditerranéen avec des caractéristiques proches des cyclones tropicaux. En France, nous les nommons : cyclone subtropical méditerranéen, les anglais disent : Mediterranean tropical-like cyclones.

Avec perspicacité, deux plaisanciers [1], ont su détecter une semaine à l’avance les deux derniers médicanes : Zorbas fin-septembre 2018 et Ionas mi-septembre 2020. Instruits de cette expérience, nous travaillons sur les moyens à réunir pour prévenir suffisamment tôt ces phénomènes. L’amélioration des modèles mathématiques, les progrès de l’imagerie satellite, les efforts des organismes nationaux, Météo France et DWD, notamment, mettant en ligne des outils d’analyses, permettent grâce aux progrès de la communication 4/5G, à un plaisancier, même isolé, de construire ses propres moyens de prévision et de contrôle. Pour ce faire nous travaillons sur l’étude et l’analyse des trois derniers medicanes connus : Ionas 09/2020, Zorbas 09/2018 et Qendresa 11/2014. Or, pour ce dernier, vient de sortir (juin 2020) une étude scientifique très élaborée, traitant pour Qendresa 11/2014, de sa modélisation numérique haute résolution, couplée air-mer. Pour nous, une mine de renseignements.

  • Les moyens mis en œuvre
    • Ce travail est une contribution au programme HyMeX (Hydrological cycle in the Mediterranean eXperiment - ,
    • Le Pôle de Calcul et de Données Marines pour les installations DATARMOR de l’IFREMER. .
    • La base de données MISTRALS / HyMeX (ESPRI / IPSL et SEDOO / OMP) pour leur aide dans l’accès aux données de la station météorologique de surface.
    • Les analyses quotidiennes de PSY2V4R4 ont été mises à disposition par le service de surveillance du milieu marin Copernicus
    • La réanalyse ERA5 à des échelles de temps horaires est produit par le Centre européen pour les prévisions météorologiques à moyen terme (ECMWF) et mis à disposition par le service Copernicus Climate Change ( https://cds.climate.copernicus.eu , dernier accès:8 juin 2020).
    • Les observations METAR de SLP et du vent ont été récupérées via le portail Weather Underground
  • Lien vers l’article source, en anglais
  • Apports importants, de cette étude, à nos travaux sur la prévention des medicanes
    • Pour la phase préparatoire :
      • la présence de fortes précipitations convectives, avec des anomalies de vorticité (tourbillons) en altitude, dues à la présence d’un creux de niveau supérieur [2]
      • La synergie de processus baroclines et diabatiques, provoquant l’approfondissement et la transition tropicale du cyclone [3]. Les fortes précipitations résultent du soulèvement des masses d’air conditionnellement instables en raison de la convergence à bas niveau en mer
      • La convergence renforcée par les mares froides, générées soit par l’évaporation des pluies, soit par l’advection des masses d’air continentales d’Afrique du Nord.
      • Les échanges de chaleur air-mer humidifiant l’afflux de bas niveau vers le centre du cyclone
    • Pour la phase cyclonique active :
      • L’analyse des flux d’enthalpie [4] de surface montre que l’évaporation est principalement contrôlée par la température de surface de la mer et le vent.
      • Si, l’humidité et la température au premier niveau ne jouent un rôle que pendant la phase de développement, en revanche, le transfert de chaleur sensible dépend principalement de la température au premier niveau pendant toute la durée de vie du medicane.
    • Cette étude montre que la transition tropicale, dans ce cas, dépend de processus répandus dans le bassin méditerranéen, comme l’advection de l’air continental, l’évaporation de la pluie et la formation de mares froides, et l’intrusion d’air sec.

L’étude détaillée


Table des chapitres


Note de traduction

  • Les figures, tables et ... apparaissent dans le texte ci-dessous dans l’ordre et là ou elles apparaissent sur la version web du document
  • « medicane » a remplacé les très nombreuses traduction fantaisistes de google (médical, médicament, médecin, ...)
  • Les lettres grecques MAJUSCULES sont en majuscule (e.g. THETA), les minuscules sont en minuscule (rho pour la densité de l’air
  • cold pool « goutte méso » selon wikipedia https://fr.wikipedia.org/wiki/Goutt... voir même « goutte froide » (rien dans Vrouc’h)
    • « poche froide » est pas mal (un front froid actif avec une réserve d’air froid derrière lui),
    • « secteur froid », « traine », « traine active »
    • « poche d’air froid » est retenu car conforme à l’unique auteur français (c’est une auteure) qui en parle, S. Malardel (p492)
    • selon forecast.weather.gov : A region of relatively cold air, represented on a weather map analysis as a relative minimum in temperature surrounded by closed isotherms. Cold pools aloft represent regions of relatively low stability, while surface-based cold pools are regions of relatively stable air.
      • ce qui suggère « goutte » ou « goutte méso » (ou « goute froide » ?)
    • selon glossary.ametsoc.org (Also called cold drop, cold-air drop.) A region, or « pool, »of relatively cold air surrounded by warmer air ; the opposite of a warm pool.
      • This is usually applied to cold air of appreciable vertical extent that has been isolated in lower latitudes as part of the formation of a cut-off low. Cold pools are best identified as thickness minima on thickness charts. They are cyclonic-scale phenomena.
      • Any large-scale mass of cold air ; a cold air mass or cold dome.
    • https://blog.weather.us/ suggère un coussin d’air froid au sol et sous les courants descendants d’un orage
  • enstrophie L’enstrophie est définie comme la variance de la vorticité. Cette quantité joue un rôle important en turbulence bidimensionnelle, laquelle constitue une approximation de phénomènes fondamentaux ... Wikipédia

Up

Problèmes de traduction

  •  ? : google et moi-même utilisons ce caractère partout où le texte original en anglais n’a pu être correctement rendu en français
  • « mare » « piscine » ... pour « pool »
  • PV pour banderole photovoltaïque, faut le faire.
  • digue pour dam (décamètre)
  • « run » ? restera ’run’
  • streamer pour précurseur, émissaire (cf contexte de la foudre et les traceurs précurseurs), serpentin (gogol ?)
  • PV streamer [précurseur ?]
  • whiskers extensions/prolongement/prolongation

Up

Liste des abréviations et acronymes

AI zone d’intérêt (area of interest)
Chn coefficient de transfert (voir p. 6870)
Cen coefficient de transfert (voir p. 6870)
CPL simulation avec couplage de l’atmosphère et de l’océan avec courants océaniques
Cy40R1 un produit du ECMFW ?
D1 un des domaines considéré dans cette étude
D2 un des domaines considéré dans cette étude
DELTA l’opérateur gradient (DELTA-U pour le gradient de vitesse du vent)
DPV voir PVS
ECUME n.s.p
ECMWF Centre Européen de Prévision (european centre for medium-range weather forecast)
EF600 une zone capitale pour les auteures, pas définie
ERA5 réanalyse (origine ECMFW)
enthalpie theta-prime-w (vérifier)
H flux de chaleur sensible (inhabituel) (p6868)
hPa hecto-pascal
K constante de Karman
LE flux de chaleur latente (p. 6868)
Lv constante de chaleur de vaporisation
MED36 domaine de configuration
Meso-NH modèle de prévision numérique non hydrostatique à l’échelle méso.
METAR annonce météo pour l’aviation (vérifier ?)
MSG MétéoSat Second Generation, satellites météosat de 2ème génération
NEMO modèle océanique
NOCPL simulation en atmosphère seule (sans couplage avec l’océan, voir aussi CPL et NOCUR)
NOCUR simulation avec couplage de l’atmosphère et de l’océan mais sans courants océaniques
NWP prevision numérique du temps (numérical weather prediction)
ORCA grille tripolaire à résolution variable
PSIY2V4R4 analyses quotidiennes par le service de surveillance du milieu marin
PV Potential Vorticity, voticité potentielle, tourbillon potentiel
PVS PV sec (DPV)
PVH PV humide (WPV)
PVU unité de tourbillon potentiel (exprimé en m2/s °K / kg, en fait en 1.0 x 10^^-6 m2/s/ °K / kg)
PV streamer creux allongé de niveau supérieur, talweg de PV ? (émissaire si contexte de foudre)
PSI (quel opérateur est derrière ça ?)
q humidité spécifique à saturation
rho densité de l’air
rs coefficient de corrélation ? (p 6873)
SEVIRI instrumentation à bord des MSG
SICIL36
SLP Sea Level Pressure, pression au niveau de la mer, voir aussi MSLP
SST Sea Surface Temperature, température de la surface de la mer
SURFEX module de calcul des flux de surface
THETA une température potentielle (donc ramenée à 1000 hPa)
THETA-e (est-ce la température potentielle équivalente, pas sur)
THETA-v température potentielle virtuelle équivalente (c’est quoi ?)
Tv température virtuelle de premier niveau (?)
Tv0 paramètre d’échelle pour Tv (en fonction de T et Hr)
U10 serait-ce le vent à 10m (page6872)
Vtl vent thermique de basse troposphère
Vlt voir Vtl
Vtu vent thermique de haute troposphère
Vut voir Vtu
WISHE wind-induced surface heat exchange (p6862), échange de chaleur de surface induit par le vent
WPV voir PVH

Processus de surface dans le medicane du 7 novembre 2014 à partir d’une modélisation numérique haute résolution couplée air-mer

Marie-Noëlle Bouin et Cindy Lebeaupin Brossier Marie-Noëlle Bouin (1,2) et Cindy Lebeaupin Brossier (1)
(1) CNRM, Université de Toulouse, Météo-France, CNRS, Toulouse, France
(2) Laboratoire d’Océanographie Physique et Spatiale, Ifremer, Université de Brest, CNRS, IRD, Brest, France

Correspondance : Marie-Noëlle Bouin (marie-noelle.bouin@meteo.fr)
Reçu : 25 oct 2019 - Discussion commencée : 13 nov 2019
Révision : 30 avril 2020 - Accepté : 13 mai 2020 - Publié : 11 juin 2020

Up

Résumé

Un medicane, ou cyclone méditerranéen avec des caractéristiques similaires aux cyclones tropicaux, est simulé à l’aide d’une plate-forme de modélisation couplée océan-atmosphère à l’échelle du kilomètre. Une première phase conduit à de fortes précipitations convectives, avec des anomalies de vorticité potentielles élevées en altitude dues à un creux de niveau supérieur. Ensuite, l’approfondissement et la transition tropicale du cyclone résultent d’une synergie de processus barocline et diabatique. Les fortes précipitations résultent du soulèvement des masses d’air conditionnellement instables en raison de la convergence à bas niveau en mer. Cette convergence est renforcée par les mares froides, générées soit par l’évaporation des pluies, soit par l’advection des masses d’air continentales d’Afrique du Nord. Les trajectoires de retour montrent que les échanges de chaleur air-mer humidifient l’afflux de bas niveau vers le centre du cyclone. Cependant, l’impact du couplage océan-atmosphère sur la trajectoire, l’intensité et le cycle de vie du cyclone est très faible. Cela est dû à un refroidissement de la surface de la mer d’un ordre de grandeur plus faible que pour les cyclones tropicaux, même dans la zone de forts flux enthalpiques. Les courants de surface n’ont aucun impact. L’analyse des flux d’enthalpie de surface montre que l’évaporation est principalement contrôlée par la température de surface de la mer et le vent. L’humidité et la température au premier niveau ne jouent un rôle que pendant la phase de développement. En revanche, le transfert de chaleur sensible dépend principalement de la température au premier niveau pendant toute la durée de vie du medicane. Cette étude montre que la transition tropicale, dans ce cas, dépend de processus répandus dans le bassin méditerranéen, comme l’advection de l’air continental, l’évaporation de la pluie et la formation de mares froides, et l’intrusion d’air sec.

Comment citer . Bouin, M.-N. et Lebeaupin Brossier, C. : Processus de surface dans le medicane du 7 novembre 2014 à partir d’une modélisation numérique haute résolution couplée air-mer, Atmos. Chem. Phys., 20, 6861–6881, https://doi.org/10.5194/acp-20-6861-2020, 2020.

Up

1. Introduction

Les Medicanes sont des cyclones méditerranéens de petite taille présentant, au cours de leur phase de maturité, des caractéristiques similaires à celles des cyclones tropicaux. Cela comprend une colonne sans nuage et presque sans vent au centre, des bandes de pluie en spirale et une anomalie froide à grande échelle entourant une anomalie chaude plus petite, s’étendant au moins jusqu’à la mi-troposphère ( 400 hPa ; Picornell et al., 2014). Cependant, ils diffèrent de leurs homologues tropicaux à bien des égards. Premièrement, leur intensité est beaucoup plus faible, la vitesse maximale du vent atteignant celle des tempêtes tropicales ou un ouragan de catégorie 1 sur l’échelle Saffir-Simpson pour les plus intenses (Miglietta et al., 2013). Deuxièmement, ils sont beaucoup plus petits, avec un rayon typique allant de 50 à 200 km (Picornell et al., 2014). Troisièmement, leur phase de maturité dure de quelques heures à 1 à 2 jours car la petite taille du bassin méditerranéen les amène à tomber rapidement sur terre et parce que la capacité calorifique des océans est faible. Quatrièmement, ils se développent et se maintiennent au-dessus d’une température de surface de la mer (SST) généralement de 15 à 23 °C (Tous et Romero, 2013), beaucoup plus froid que le seuil de 26 °C des cyclones tropicaux (Trenberth, 2005 ; bien que des cyclones tropicaux formés par une transition tropicale puissent se développer sur des eaux plus froides [gogol s’y perd ?] ; McTaggart-Cowan et al., 2015). Enfin, à leur stade précoce, le cisaillement vertical du vent et le gradient de température horizontal sont nécessaires à leur développement (e.g. Flaounas et al., 2015).

Au cours de la dernière décennie, plusieurs études ont étudié leurs caractéristiques et conditions de formation à partir d’observations satellitaires (Claud et al., 2010 ; Tous et Romero, 2013), d’études climatologiques (Gaertner et al., 2007 ; Cavicchia et al., 2014 ; Flaounas et al., 2015) ou des études de cas basées sur des simulations (Davolio et al., 2009 ; Miglietta et al., 2013, 2017 ; Miglietta et Rotunno, 2019). Une caractéristique commune à de nombreux medicanes est la présence d’un creux allongé de niveau supérieur (également connu sous le nom de streamer PV [précurseur/émissaire PV]) apportant de l’air froid avec des valeurs élevées de tourbillon potentiel (PV) des régions de plus haute latitude. D’autres effets locaux favorisant leur développement sont les cyclones sous le vent se formant au sud des Alpes ou au nord des reliefs d’Afrique du Nord (Tibaldi et al., 1990), les reliefs côtiers favorisant la convection profonde (Moscatello et al., 2008), et la surface de la mer relativement chaude, capable d’alimenter le processus de dégagement de chaleur latente pendant leur phase de maturité.

Les medicane répondant à tous les critères précédents ne représentent qu’une petite partie des cyclones méditerranéens (par exemple 13 cas sur 200 de cyclones intenses ou environ un par an dans l’étude de Flaounas et al., 2015). En raison de cette rareté, définir clairement les propriétés permettant la séparation des medicanes des autres cyclones méditerranéens reste un défi. Une étude utilisant des critères dynamiques a conclu que les medicanes sont très similaires aux autres cyclones intenses, avec un niveau supérieur légèrement plus faible et une anomalie PV de bas niveau plus forte (Flaounas et al., 2015). Des études comparatives récentes (par exemple Akhtar et al., 2014 ; Miglietta et al., 2017) ont montré une grande diversité de durée, d’extension (taille et étendue verticale) et de caractéristiques (rôle dominant des processus barocliniques vs diabatiques) au sein de la catégorie medicane.

Le rôle de l’environnement à grande échelle comme le streamer PV et du jet de niveau supérieur associé dans la formation des medicanes a fait l’objet de plusieurs études (Reale et Atlas, 2001 ; Homar et al., 2003 ; Flaounas et al., 2015 ; Carrió et al., 2017). Dans une étude de cas en septembre 2006, il a été montré pour la première fois que le franchissement du jet de niveau supérieur par le cyclone entraînait son approfondissement rapide par interaction entre les anomalies PV de niveau bas et supérieur (Chaboureau et al., 2012 ). Récemment, la présence omniprésente des streamers PV et leur rôle clé dans le développement des medicanes ont été confirmés dans plusieurs cas (Miglietta et al., 2017). Ces études ont également conclu que, au cours de leur cycle de vie, les medicanes peuvent s’appuyer soit sur des processus purement diabatiques, soit sur une combinaison de processus barocliniques et diabatiques (Mazza et al., 2017 ; Fita et Flaounas, 2018 ; Miglietta et Rotunno, 2019).

A l’inverse, l’investigation de la contribution des processus de surface a motivé moins d’études. Certains d’entre eux ont évalué l’importance relative de l’extraction de chaleur de surface par rapport au dégagement de chaleur latente et à l’anomalie PV de niveau supérieur tout au long de la durée de vie du cyclone en utilisant des modèles adjoints ou des techniques de séparation des facteurs (Reed et al., 2001 ; Homar et al., 2003 ; Moscatello et al., 2008 ; Carrió et al., 2017). Ils ont conclu que la présence du talweg [trough] de niveau supérieur pendant la première étape du cyclone et le dégagement de chaleur latente pendant ses phases de développement et de maturation sont nécessaires. En revanche, le rôle des flux de chaleur de surface est plus insaisissable. Comme dans les cyclones tropicaux, les flux de chaleur latente dominent toujours les processus d’enthalpie de surface (le flux de chaleur sensible représente 25% à 30% des flux de chaleur turbulente avant la transition tropicale et 15% à 20% pendant la phase de maturité ; Pytharoulis, 2018 ). Les premières études ont conclu que l’instabilité de bas niveau contrôlée par les flux de chaleur de surface peut être « un facteur important d’intensification » (Reed et al., 2001, cas de janvier 1982) et que l’extraction de chaleur latente de la mer est un « facteur clé d’alimentation du dégagement de chaleur latente »(Homar et al., 2003, étude de cas de septembre 1996). La désactivation des flux turbulents de surface pendant les différentes phases du cyclone contrastait avec ce point de vue. En effet, le rôle de l’enthalpie de surface dans l’alimentation de la circulation cyclonique s’est avéré important au cours de ses phases précoces et matures, alors que son rôle est marginal lors de l’approfondissement (Moscatello et al., 2008, étude de cas de septembre 2006).

Plus récemment, des études simulant plusieurs cyclones ont suggéré que l’impact des flux de surface sur le cyclone varie probablement d’un cas à l’autre [are probably case-dependent] (Tous et Romero, 2013 ; Miglietta et Rotunno, 2019). Ces derniers travaux ont notamment comparé les medicanes d’octobre 1996 (entre les Baléares et la Sardaigne) et de décembre 2005 (nord de la Libye) pour étudier le rôle relatif du mécanisme de type WISHE (WISHE - wind-induit surface heat exchange : Emanuel, 1986 ; Rotunno et Emanuel, 1987) et les processus barocliniques. Dans le cas d’octobre 1996, le noyau chaud du cyclone est formé par un dégagement de chaleur latente alimenté au bas niveau par des flux de chaleur à la surface de la mer. Les flux de surface sont supérieurs à 1500 W/m2 sur de grandes surfaces en raison de vents orographiques persistants apportant de l’air froid et sec pendant plusieurs jours avant le développement du cyclone qui contribuent à déstabiliser la couche de surface. Les fonctionnalités caractéristiques des cyclones tropicaux sont bien marquées : noyau chaud s’étendant jusqu’à 400 hPa, symétrie, convergence de bas niveau et divergence de niveau supérieur, et fort contraste de température potentielle équivalente THETA-e ( 8 °C) entre la surface et 900 hPa comme preuve d’échauffement latent. À l’inverse, dans le cas de décembre 2005, le cyclone se développe dans un environnement barocline à grande échelle, le streamer [précurseur, émissaire] PV évoluant lentement vers un cut-off dépressionaire [cut-off low]. Les caractéristiques similaires aux cyclones tropicaux sont moins évidentes : un noyau chaud plus faible en raison de l’isolement de l’air chaud et un gradient plus faible de THETA-e ( 3–4 °C) entre la surface et 900 hPa. Les flux enthalpiques de surface ne jouent qu’un rôle marginal et culminent autour de 1000 W/m2 pendant quelques heures. Les auteurs concluent que les mécanismes de transition vers les medicanes sont divers, notamment en ce qui concerne le rôle des échanges thermiques air-mer.

Comme les flux de surface peuvent fortement dépendre de la SST, un changement des conditions de surface océanique peut, en théorie, avoir un impact sur le développement d’un medicane. Plusieurs études de sensibilité ont étudié l’impact d’un changement uniforme de la SST, par exemple pour anticiper l’effet éventuel du réchauffement des eaux de surface méditerranéennes dû au changement climatique. Des tendances cohérentes ont été obtenues dans différentes études de cas (Homar et al., 2003, cas de septembre 1996 ; Miglietta et al., 2011, cas de septembre 2006 ; Pytharoulis, 2018, cas de novembre 2014 ; Noyelle et al., 2019, cas d’octobre 1996). Comme prévu, des SST plus chaudes (plus froides) conduisent à des cyclones plus (moins) intenses, même si des changements de SST de moins de ± 2 ° C n’entraînent aucun changement significatif dans la trajectoire, la durée ou l’intensité du cyclone.

L’impact du couplage des modèles atmosphériques et océaniques a été étudié principalement à l’aide de modèles climatiques régionaux sur des échelles de temps saisonnières à interannuelles. La comparaison des simulations couplées et non couplées a montré un impact du couplage lorsque la résolution horizontale du modèle est d’au moins 0,08° (Akhtar et al., 2014). Cette résolution est également nécessaire pour reproduire, de manière réaliste, les processus caractéristiques des medicanes, y compris les noyaux chauds et les vents forts au bas niveau. Les simulations couplées ont donné lieu à des flux de chaleur de surface plus intenses, contrairement à ce qui est généralement obtenu dans les cyclones tropicaux en raison du fort effet de refroidissement du cyclone sur la surface de la mer (Schade et Emanuel, 1999 ; D’Asaro et al., 2007). Cela peut être dû à l’utilisation d’un modèle océanique 1-D et à sa capacité limitée à reproduire les processus océaniques responsables du refroidissement. Le besoin de résolutions plus élevées pour observer un impact du couplage a été confirmé par Gaertner et al. (2017) et Flaounas et al. (2018). Les deux études ont comparé plusieurs simulations à l’échelle saisonnière ou interannuelle, à la fois couplées et non couplées et à partir de plusieurs plates-formes régionales de modélisation du climat. Le manque d’impact obtenu a été attribué à la résolution horizontale relativement faible des simulations, entre 18 et 50 km. Enfin, une étude de cas basée sur des simulations à plus haute résolution (5 km) du medicane de novembre 2011 n’a montré aucun impact fort du couplage de surface. La SST était inférieure de 0,1 à 0,3 °C seulement, la pression au niveau de la mer (SLP) minimale était de 2 hPa plus élevée et le vent de surface maximal était de 5 m/s inférieur (Ricchi et al., 2017). L’impact du couplage océan-atmosphère dans des modèles de résolution de convection à haute résolution ( 1–2 km) n’a, à notre connaissance, pas encore été évalué.

Dans la présente étude, nous évaluons la rétroaction de la surface de l’océan sur l’atmosphère dans le cas du medicane de novembre 2014 (également connu sous le nom de Qendresa) à l’aide d’un modèle couplé océan-atmosphère à l’échelle du kilomètre. Nous étudions le rôle des processus de surface, en particulier pendant la phase de maturité du medicane, et nous examinons le rôle des différents paramètres (dont la SST) contrôlant ces flux tout au long du cycle de vie du cyclone.
Une brève description du medicane, des outils de modélisation et de la stratégie de simulation est donnée dans la section 2. Dans la section 3, les résultats de la simulation de référence sont utilisés pour décrire les caractéristiques et le cycle de vie du medicane et pour présenter l’impact du couplage. Les rôles des conditions de surface et des mécanismes contrôlant les flux air-mer au cours des différentes phases sont évalués dans la section. 4. Ces résultats sont discutés dans la section 5, et quelques conclusions sont données.

Up

2 Étude de cas et simulations

L’étude de cas est le medicane Qendresa qui a affecté la région de Sicile le 7 novembre 2014. Il a fait l’objet de plusieurs études basées sur des simulations. Elles ont étudié le rôle des anomalies de SST ou l’impact d’un changement uniforme de SST (Pytharoulis, 2018) ; le rôle respectif de l’instabilité en altitude, des échanges de surface et du dégagement de chaleur latente (Carrió et al., 2017) ; ou la prévisibilité de l’événement, en fonction des conditions initiales et de la résolution horizontale du modèle (Cioni et al., 2018). Toutes ces études ont montré que la prévisibilité de cet événement et en particulier de sa trajectoire est plutôt faible, même avec des résolutions de grille horizontales (1–2 km) et verticales (50 à 80 niveaux) élevées des centres opérationnels actuels de prévision numérique du temps (NWP). Une étude récente basée sur les prévisions d’ensemble de l’ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts ; Di Muzio et al., 2019) a montré que la prévisibilité de l’occurrence (par rapport à l’analyse opérationnelle) est bonne avec dès 7,5 j [7.5 d lead time] délai, mais la prévisibilité de la position est faible, surtout entre 4 et 1 j [4 and 1 d lead time] (leur Fig. 6). La pression centrale prédite est également constamment 10 à 14 hPa plus élevée que celle analysée, quel que soit le délai considéré.
Up

2.1 Le medicane du 7 novembre 2014

Les 5 et 6 novembre 2014, un précurseur PV [PV streamer] s’est étendu du nord de l’Europe à l’Afrique du nord, apportant de l’air froid (-23 °C) et renforçant l’instabilité en altitude. Une circulation cyclonique générale s’est développée sur le bassin méditerranéen occidental, tandis que la Méditerranée orientale était dominée par des pressions élevées (Fig. 1a). Au niveau bas le 6 novembre, les fronts froid et chaud associés à la perturbation barocline ont été renforcés en raison d’une advection vers le nord d’air plus chaud et humide en provenance de l’Afrique du Nord (Fig. 1b). Le système s’est déplacé vers le détroit de Sicile et s’est approfondi dans la nuit du 6 au 7 novembre. Aux premières heures du 7 novembre, le talweg de PV du niveau supérieur et le cyclone de bas niveau se sont progressivement alignés (Fig. 1c), renforçant le transfert de PV par le haut et l’instabilité de bas niveau. Une forte convection s’est développée, avec de fortes précipitations dans la région de Sicile. Le système de bas niveau s’est rapidement approfondi dans la matinée du 7 novembre, avec une chute soudaine de 8 hPa en 6 h, et a évolué vers la structure quasi circulaire d’un cyclone tropical, avec des bandes pluviales en spirale et un centre en forme d’œil sans nuage. L’intensité maximale a été atteinte vers 12h00 UTC le 7 novembre au nord de Lampedusa (voir la figure 3 pour les principaux noms de lieux). Le système a dérivé vers l’est et s’est lentement affaibli au cours de l’après-midi du 7 novembre, avec un premier atterrissage sur Malte vers 17h00 UTC. Il s’est ensuite déplacé vers le nord-est pour atteindre les côtes siciliennes dans la soirée. Il a poursuivi sa décomposition au cours de la nuit suivante près des côtes siciliennes et a perdu sa forme circulaire et son apparence de cyclone tropical vers midi UTC le 8 novembre.
Up

2.2 Simulations

Trois simulations numériques de l’événement ont été réalisées à l’aide du modèle atmosphérique de pointe Meso-NH (Lac et al., 2018) et du modèle océanique NEMO (Madec et l’équipe NEMO, 2016).
Up

2.2.1 Modèle atmosphérique

Le modèle de recherche français non hydrostatique Meso-NH version 5.3.0 est utilisé ici avec un schéma d’advection centré du quatrième ordre pour les composantes de l’impulsion et le schéma d’advection par méthode parabolique par morceaux [and the piece-wise parabolic method] de Colella et Woodward (1984) pour les autres variables, associé à un schéma de temps saute-mouton [leap frog, saut quantique]. Une grille C dans la convention d’Arakawa (Mesinger et Arakawa, 1976) est utilisée pour les discrétisations horizontales et verticales, avec un système de projection conforme de coordonnées horizontales. Un schéma de diffusion du quatrième ordre est appliqué aux fluctuations des variables du vent, qui sont définies comme les écarts par rapport aux valeurs à grande échelle. Le schéma de turbulence (Cuxart et al., 2000) est basé sur une fermeture d’ordre 1,5 provenant du système d’équations du second ordre pour les moments turbulents dérivé de Redelsperger et Sommeria (1986) sous une forme simplifiée unidimensionnelle en supposant que les gradients horizontaux et les flux turbulents sont beaucoup plus petits que leurs homologues verticaux. La longueur de mélange est paramétrée selon Bougeault et Lacarrere (1989), qui la rapportent à la distance qu’une parcelle avec une énergie cinétique turbulente donnée au niveau z peut parcourir vers le bas ou vers le haut avant d’être stoppée par des effets de flottabilité. Près de la surface, ces longueurs de mélange sont modifiées selon Redelsperger et al. (2001) pour faire correspondre à la fois les lois de similarité de Monin-Obukhov et les constantes du modèle de flux libre. Le transfert radiatif est calculé en résolvant séparément les modèles de transfert radiatif à ondes longues et à ondes courtes en utilisant le code de rayonnement opérationnel ECMWF (Morcrette, 1991). Les flux de surface sont calculés au sein du module SURFEX (Surface Externalisée ; Masson et al., 2013) en utilisant, au-dessus de la mer, le paramétrage itératif en vrac ECUME (Belamari et al., 2005 ; Belamari et Pirani, 2007) reliant les flux turbulents de surface aux gradients météorologiques grâce aux coefficients de transfert appropriés. Le modèle Meso-NH partage sa représentation physique des paramètres, y compris la paramétrisation du flux de surface, avec le modèle opérationnel français AROME (Seity et al., 2011) utilisé pour le NWP de Météo-France avec un espacement horizontal actuel de la grille de 1,3 km. Dans cette configuration, la convection profonde est explicitement représentée, tandis que la convection peu profonde est paramétrée à l’aide du schéma de diffusivité tourbillonnaire de Kain – Fritsch (Pergaud et al., 2009).

Dans la présente étude, une première simulation atmosphérique avec un espacement de quadrillage de 4 km a été réalisée sur un domaine plus vaste de 3200 km × 2300 km (D1 ; voir Fig. 2). Cette simulation a débuté à 18h00 UTC le 6 novembre et a duré 42 h jusqu’à 12h00 UTC le 8 novembre. Ses conditions initiales et aux limites proviennent des analyses opérationnelles de l’ECMWF Cy40R1 (résolution horizontale proche de 16 km, 137 niveaux verticaux) toutes les 6 h.

PNG - 26.9 ko
Figure 2

Figure 2 : Carte du domaine D1 à grande échelle, avec le domaine D2 indiqué par le cadre en trait plein et la zone d’intérêt (AI) indiquée par le cadre en pointillé.

Comme décrit ci-dessous, cette simulation de 4 km fournit des conditions initiales et aux limites pour des simulations sur un domaine plus petit de 900 km × 1280 km (D2 ; Fig. 2). Cette extension de domaine a été choisie comme un compromis entre le temps de calcul et une extension suffisamment grande pour représenter les processus physiques impliqués dans le cycle de vie du cyclone, y compris l’influence des côtes. Toutes les simulations sur le domaine interne D2 partagent un pas de temps de 3 s et leur grille (avec une résolution de grille horizontale de 1,33 km et 55 niveaux de suivi de terrain étirés). Les champs de paramètres atmosphériques et de surface sont émis toutes les 30 min.
Up

2.2.2 Modèle océanique

Le modèle océanique utilisé est NEMO (version 3_6) (Madec et l’équipe NEMO, 2016), avec les paramétrisations physiques comme suit. Le schéma de dissipation de la variance totale est utilisé pour l’advection du traceur afin de conserver l’énergie et l’enstrophie (Barnier et al., 2006). La diffusion verticale suit la formulation standard d’énergie cinétique turbulente de NEMO (Blanke et Delecluse, 1993). Dans le cas de conditions instables, un coefficient de diffusivité plus élevé de 10 m2/s est appliqué (Lazar et al., 1999). La hauteur de la surface de la mer est une variable pronostique résolue grâce au schéma de surface libre filtrée de Roullet et Madec (2000). Une condition aux limites latérales sans glissement est appliquée, et le frottement de fond est paramétré par une fonction quadratique avec un coefficient dépendant de l’énergie de marée [2-D mean tidal energy] moyenne 2D (Lyard et al., 2006 ; Beuvier et al., 2012). La diffusion est appliquée le long de surfaces iso-neutres pour les traceurs en utilisant un opérateur laplacien avec la valeur de diffusivité tourbillonnaire horizontale nu-h de 30 m2/s. Pour la dynamique, un opérateur bi-laplacien est utilisé avec le coefficient de viscosité horizontale nu-h de -1 × 10^^9 m^^4 / s.

La configuration utilisée ici est sous-régionale et à résolution de tourbillons, avec une résolution horizontale de 1/36° sur une grille ORCA de 2,2 à 2,6 km de résolution nommée SICIL36 (ORCA est une grille tripolaire à résolution variable ; Madec et Imbard, 1996), qui a été extrait du domaine de configuration MED36 (Arsouze et al., 2013) et partage les mêmes paramétrisations physiques avec sa configuration « sœur » WMED36 (Lebeaupin Brossier et al., 2014 ; Rainaud et al., 2017). Il utilise 50 niveaux z étirés à la verticale, avec une épaisseur de niveau allant de 1 m près de la surface à 400 m au fond de la mer (soit environ 4000 m de profondeur) et une représentation partielle en échelons de la topographie du fond (Barnier et al., 2006 ). Il a quatre frontières ouvertes correspondant à celles du domaine D2 représenté sur la figure 2, et son pas de temps est fixé à 300 s. Les conditions aux limites initiales et ouvertes proviennent des analyses quotidiennes PSY2V4R4 de résolution 1/12° globale de Mercator Océan International (Lellouche et al., 2013).
Up

2.2.3 Configuration des simulations

Les sorties [output] toutes les 3 heures [The 3-hourly outputs] de la simulation à grande échelle sur D1 sont utilisées comme conditions aux limites et initiales pour trois simulations différentes sur le plus petit domaine D2, basées sur les configurations atmosphériques et océaniques précédemment décrites. Ces trois simulations commencent à 00h00 UTC le 7 novembre et durent 36 h, jusqu’à 12h00 UTC le 8 novembre. La première simulation en atmosphère seule est appelée NOCPL et utilise un forçage SST fixe, tandis que les simulations CPL et NOCUR sont couplées dans les deux sens entre Meso-NH et NEMO-SICIL36. En CPL, l’interface de couplage SURFEX – OASIS (Voldoire et al., 2017) permet d’échanger le SST et les courants de surface bidimensionnels du NEMO au Méso-NH et les deux composantes du flux dynamique, les flux de chaleur solaire et non solaire et le flux d’eau douce [freshwater ] de Meso-NH vers NEMO toutes les 15 min. Le ’run’ NOCUR est similaire, sauf que les courants de surface ne sont pas transmis de NEMO à Meso-NH.

JPEG - 89.1 ko
Figure 3

Figure 3 Comparaison des trajectoires simulées (triangles) du ’run’ non couplé (NOCPL ; rouge), du ’run’ couplé avec SST uniquement (NOCUR ; cyan) et du ’run’ entièrement couplé (CPL ; bleu) avec la meilleure trajectoire (cercles fermés noirs) basée sur des observations comme dans Cioni et al. (2018). La position est affichée toutes les heures, avec des étiquettes horaires toutes les 3 h, à partir de 09h00 UTC le 7 novembre jusqu’à 12h00 UTC le 8 novembre. En couleurs, la température initiale de surface de la mer (SST ; °C) à 01h00 UTC le 7 novembre.

Afin de garantir que l’impact du couplage dans les configurations NOCUR et CPL provient de l’évolution temporelle du SST plutôt que d’un changement dans le champ SST initial, le champ SST utilisé comme forçage de surface dans NOCPL est produit par le ’run’ CPL, 1 h après le début de la simulation (c’est-à-dire après l’ajustement initial du modèle océanique). Ce champ (Fig. 3) est maintenu constant tout au long de la simulation.
Up

2.3 Validation

La figure 3 compare les trajectoires de Qendresa obtenues dans les trois simulations différentes avec la meilleure trajectoire basée sur les observations (température de luminosité de la radiance dans le canal de 10,8 µm mesurée par l’instrument SEVIRI à bord du satellite MSG - Meteosat Second Generation - ; voir Cioni et al. , 2018). Toutes les trajectoires simulées sont décalées vers le nord par rapport aux observations depuis le début des simulations. La distance moyenne entre les traces simulées et observées est proche de 85 km, sans différence significative entre les simulations. Cioni et coll. (2018) ont montré que l’utilisation de résolutions horizontales plus fines que 2,5 km est obligatoire pour représenter avec précision la structure à échelle fine de ce cyclone et son évolution temporelle. Les études de sensibilité ont montré qu’une meilleure résolution aboutissait à une trajectoire simulée plus proche des observations. Le meilleur accord est obtenu avec une configuration imbriquée [nested configuration] et un domaine interne à résolution de 300 m. Dans la présente étude, plusieurs tests de sensibilité ont été réalisés sur le plus petit domaine pour améliorer la trajectoire simulée : (i) l’heure de début de la simulation a été modifiée entre 12h00 UTC le 6 novembre et 00h00 UTC le 7 novembre avec un incrément de 3 h ; (ii) le nombre de niveaux verticaux dans le Méso-NH a été porté à 100, avec un étirement pour assurer un meilleur échantillonnage dans la couche limite atmosphérique ; et (iii) la simulation atmosphérique a été réalisée sans imbrication [nesting], conditions initiales et aux limites de l’ECMWF, et une résolution horizontale de 2 km. Notez que notre domaine interne D2 est proche dans son extension du domaine utilisé par Cioni et al. (2018). Aucun de ces tests (huit au total) n’a amélioré de manière significative la trajectoire, le déplacement vers le nord du cyclone se produisant dans tous les cas aux premières heures du 7 novembre.

PNG - 32.5 ko
Figure 4

Figure 4 Série chronologique du maximum de la vitesse du vent de 10 m et du vent de 10 m en moyenne sur un rayon de 100 km autour du centre du cyclone (a) et de la pression minimale au niveau de la mer (b) obtenue dans les différentes simulations du 7 novembre et 8 novembre jusqu’à 12h00 UTC. La fine ligne rouge en (a) indique le seuil de vitesse du vent de 18 m/s . L’ombrage de l’arrière-plan (ici et dans les graphiques de séries chronologiques suivants) indique les phases de développement (bleu clair), de maturité (orange) et de décomposition (gris). Les observations de SLP à Linosa (cercles unis noirs) sont présentées à titre de comparaison en (b) ; les observations de la vitesse du vent de Malte, Lampedusa et Pantelleria sont indiquées en (a) - voir texte.

L’approfondissement et l’intensité maximale du cyclone simulé sont néanmoins proches de ceux observés, même si une comparaison directe (c’est-à-dire co-localisée) n’est pas possible en raison du déplacement vers le nord de sa trajectoire. Un fort approfondissement de près de 15 hPa est obtenu dans les 12 premières h de la simulation CPL (Fig. 4b), avec une valeur minimale à 12h30 UTC le 7 novembre proche du minimum observé à la station de Linosa. Cette station est le point le plus proche de la meilleure trajectoire au moment de l’intensité maximale observée de la tempête. La vitesse du vent en surface atteint son maximum au même moment (Fig. 4a), et son évolution temporelle s’accorde bien avec les observations METAR aux stations de Lampedusa, Pantelleria ou Malte. De plus, l’évolution temporelle de la vitesse du vent moyennée sur un rayon de 50 km autour du centre du cyclone est en bon accord avec la simulation de contrôle de Cioni et al. (2018). Malgré le déplacement de sa trajectoire vers le nord, le medicane simulé par Meso-NH est très réaliste et peut être utilisé pour explorer les processus en jeu, notamment en ce qui concerne le rôle de la surface de la mer grâce à la simulation CPL.

Up

3 Cycle de vie du medicane et impact du couplage

Cette partie présente d’abord les phases successives de l’événement à partir d’une analyse des processus de niveau supérieur et moyen troposphérique. Ensuite, nous évaluons l’impact de la prise en compte de l’évolution à court terme de la SST dans les processus de surface atmosphérique.
Up

3.1 Chronologie de l’événement simulé

Nous utilisons la méthodologie de Fita et Flaounas (2018) basée sur la dynamique de niveau supérieur et bas, l’asymétrie et le vent thermique pour caractériser les phases du medicane. La figure 5 montre l’anomalie de PV à 300 hPa, la SLP, le vent de surface et la température potentielle équivalente THETA-e à 850 hPa de la simulation NOCPL. Les diagrammes d’espace de phase sont couramment utilisés pour décrire de manière synthétique les caractéristiques symétriques du cyclone ainsi que les caractéristiques thermiques et l’étendue de son noyau. La version actuelle de la Fig. 6 montrant l’évolution de Qendresa de 01:00 UTC le 7 novembre à 12:00 UTC le 8 novembre est dérivée des travaux originaux de Hart (2003) utilisant l’adaptation de Picornell et al. (2014) pour les cyclones à plus petite échelle. Le rayon utilisé pour calculer l’asymétrie d’épaisseur de la basse troposphère B et les vents thermiques de la basse troposphère et de la haute troposphère (respectivement -Vtl et -Vtu) ont été ajustés au rayon du vent maximal à 850 hPa et est proche de 100 km, et la basse troposphère et la haute troposphère sont définies ici comme étant respectivement les niveaux de 925–700 et 700–400 hPa. La valeur du rayon de 100 km est en accord avec plusieurs autres études axées sur les medicanes et évite un lissage de la structure à noyau chaud (Chaboureau et al., 2012 ; Miglietta et al., 2011 ; Cavicchia et al., 2014 ; Picornell et al., 2014) mais peut conduire à une sous-estimation de l’extension du cyclone. En effet, le rayon du vent maximum est mal défini ou plus grand lors de la première étape du cyclone, mais il est constant et proche de 90 km pendant la majeure partie de sa durée de vie. En conséquence, le diagramme obtenu est probablement moins représentatif de la structure du cyclone pendant ses premières heures mais s’adapte bien après 10h00 UTC.

PNG - 217.6 ko
Figure 5

Figure 5 Vorticité potentielle à 300 hPa (échelle de couleurs) et SLP (isocontours tous les 4 hPa ; l’isobare de 1000 hPa est en gras) (a, c, e, g) et température potentielle équivalente (°C ; échelle de couleur) et vent à 850 hPa, SLP et 6 PVU à 300 isocontours hPa (rouge) (b, d, f, h) à partir de la simulation NOCPL.

PNG - 17 ko
Figure 6

Figure 6 Diagramme de phase du cyclone simulé NOCPL de 01h00 UTC le 7 novembre à 12h00 UTC le 8 novembre, avec asymétrie d’épaisseur de basse troposphère à l’intérieur du cyclone (B) par rapport au vent thermique de basse troposphère (-Vlt) (a) et le vent thermique de la haute troposphère (-Vut) par rapport au vent thermique de la basse troposphère (b). La phase de développement est en bleu, la phase de maturité en rouge et la phase de désintégration en noir.

A 06h00 UTC le 7 novembre, le PV streamer [précurseur, émissaire] s’est déplacée vers le nord depuis la Libye et est située au sud du minimum SLP (Fig. 5a). Un front froid sud-nord est visible dans les 850 hPa THETA-e, à l’est du centre du cyclone, et le centre du medicane est situé sous la sortie gauche du jet de niveau supérieur (Fig. 5b). La SLP minimale commence à diminuer jusqu’à atteindre 985 hPa vers 11 h 00 UTC, correspondant à un fort taux de creusement de 1,4 hPa / h pendant 10 h. Cette phase marque également l’augmentation du vent maximal au bas niveau et de la vitesse du vent moyennée sur un rayon de 100 km autour du centre du cyclone (Fig. 4). Elle est appelée « phase de développement » dans ce qui suit. Les précipitations les plus abondantes se produisent ici (Fig. 7), avec 10 h de pluie accumulée au-dessus de 200 mm [10h accumulated rain above 200 mm] localement et des valeurs instantanées supérieures à 50 mm / h à l’est de la Sicile et en mer entre Pantelleria et Malte. Comme dans Fita et Flaounas (2018), le vent thermique maximal est obtenu pendant cette phase (Fig.6).

PNG - 11.7 ko
Figure 7

Figure 7 Histogramme de la distribution moyenne du taux de pluie (en nombre de points de grille) pour les phases de développement (bleu) et mature (rouge) dans la simulation NOCPL. La figure ci-jointe fait un zoom sur les taux les plus élevés.

Ensuite, le jet de niveau supérieur se déplace plus loin au-dessus de la mer Ionienne et de la Sicile. Le SLP minimum est aligné sur l’anomalie PV de 300 hPa à 11h00 UTC le 7 novembre (Fig. 5c). Cela marque le début de la « phase de maturité », avec une intensité maximale vers 12h00 UTC (Fig. 4). Le medicane présente la forme circulaire typique des cyclones tropicaux avec des bandes de pluie en spirale et un noyau chaud et symétrique (Fig. 5d) étendu jusqu’à 400 hPa (Fig. 6). L’anomalie de PV de niveau supérieur reste enroulée autour du SLP jusqu’à 17h00 UTC, et les deux structures dérivent vers l’est vers le sud de l’Italie (Fig. 5e). Le medicane diminue lentement en intensité (Fig. 4) jusqu’à ce qu’il touche terre dans le sud-est de la Sicile à 18h00 UTC. Le front froid dérive vers l’est à l’écart du centre du cyclone, évoluant vers un front occlus enroulé autour du minimum SLP (Fig. 5f). Cette phase de maturité, bien que la plus intense du cyclone, produit des précipitations plus éparses que la phase de développement (Fig. 7).

Le cyclone se déplace ensuite vers le nord-est vers la mer Ionienne et s’affaiblit continuellement jusqu’à 12h00 UTC le 8 novembre (« phase de décroissance » ci-après). Le minimum SLP augmente régulièrement (Fig. 4) ; à ce stade, l’anomalie de PV de niveau supérieur a évolué vers une coupure et est toujours alignée avec le centre du cyclone (Fig.5g), et le noyau chaud de 850 hPa s’est étendu sur 250 km autour du centre du cyclone (Fig.5h ).

Dans ce qui suit, l’impact du couplage océan-atmosphère sur l’intensité du cyclone est évalué en comparant les résultats des simulations CPL, NOCUR et NOCPL. La période pour cette comparaison est le 7 novembre seulement, le medicane ayant perdu une grande partie de son intensité dans la soirée du 7 novembre.
Up

3.2 Evolution de la SST

La prise en compte de l’effet du changement de SST uniquement (NOCUR) entraîne un approfondissement légèrement plus lent et plus faible de 1,5 hPa et une vitesse maximale du vent supérieure de 3 m/s (Fig.4). La prise en compte de l’effet des courants de surface sur la couche limite atmosphérique donne un cyclone légèrement plus intense (1,5 hPa de moins et 8 m/s vent maximum plus fort). La figure 3 ne montre aucune différence significative dans les trajectoires entre les simulations NOCPL, NOCUR et CPL, sauf lorsque le centre du cyclone effectue une boucle à l’est de la Sicile en fin de journée. Les valeurs médianes de la différence SST entre CPL et NOCPL sur l’ensemble du domaine et les valeurs des quantiles de 5%, 25%, 75% et 95% sont indiquées sur la figure 8. Le refroidissement médian de surface est très faible (0,1 °C à la fin de la phase de développement, 0,2 °C au début de la phase de décroissance). Son évolution pendant la phase de décroissance est également faible, avec des valeurs de 0,25 °C à 23h00 UTC, le 7 novembre. Le refroidissement maximal est de 0,6 °C. Pour nous concentrer sur les effets de ce refroidissement de surface sur les processus de surface alimentant le cyclone, nous avons utilisé une technique d’échantillonnage conditionnel pour isoler les zones de flux enthalpique supérieur à 600 W/m2 (cela correspond à la valeur moyenne du quantile à 80% du flux enthalpique le 7 novembre). Le flux d’enthalpie est défini ici comme la somme du flux de chaleur latente LE et du flux de chaleur sensible H. Dans cette zone (EF600 ci-après), la différence SST et son évolution temporelle sont légèrement plus importantes, avec une différence médiane de -0,2 °C au début de la phase de maturité et -0,4 °C à la fin du 7 novembre. Dans NOCUR, la différence SST dans EF600 est légèrement plus grande que dans CPL, mais la différence n’est pas significative. Le refroidissement SST dans cette zone de moins de 0,4 °C (valeur médiane) est beaucoup plus faible que les valeurs de refroidissement typiques observées sous les cyclones tropicaux, qui atteignent généralement 3 à 4 °C (par exemple, Black et Dickey, 2008). De plus, l’étendue spatiale du refroidissement ne forme pas de sillage (wake) comme dans les cyclones tropicaux (non représentés).

PNG - 19.1 ko
Figure 8

Figure 8 - Série chronologique des différences médianes entre la SST dans les simulations CPL et NOCPL, dans tout le domaine (rouge) et dans la zone EF600 (bleu ; voir le texte pour la définition), le 7 novembre. Les cases indiquent les quantiles de 25% et 75% et les extensions précisent les quantiles de 5% et 95%. Les différences SST dans la zone EF600 entre les simulations NOCUR et NOCPL sont également indiquées (cyan). Certaines cases ont été légèrement décalées horizontalement pour plus de clarté.

La conclusion de cette partie est que le refroidissement de surface est d’un ordre de grandeur inférieur à ce qui est obtenu sous cyclone tropical, sans impact significatif des courants de surface. Cependant, la quantification du refroidissement de surface dans d’autres medicanes pourrait conduire à des résultats contrastés. Par exemple, un refroidissement de surface de 2 °C a été obtenu dans une simulation couplée océan-atmosphère-vagues d’une forte tempête dans le golfe du Lion (Renault et al., 2012). La recherche des raisons d’une telle divergence dépasse le cadre du présent travail. Le refroidissement plus fort pourrait être dû au fait que la trajectoire de la tempête reste longtemps au même endroit dans le golfe du Lion. La différence peut également provenir d’un pré-conditionnement océanique différent (leur cas s’est produit en mai), avec une stratification plus forte ou une couche mixte moins profonde qui amplifie le refroidissement dû au processus de mélange et d’entraînement.
Up

3.3 Impact sur les échanges de surface turbulents

Une comparaison de l’évolution temporelle des flux turbulents dans les simulations NOCPL et CPL montre de très faibles différences même dans la zone EF600 (Fig. 9a). A la fin de l’essai, la différence moyenne du flux enthalpique est de 25 W/m2, avec un écart type de 13 W/m2. Ceci est faible par rapport aux valeurs des flux turbulents sur cette zone, entre 500 et 800 W/m2 pour LE et 100 et 250 W/m2 pour H. Exprimé en pourcentage des flux, la différence relative est de 2% au début de la phase de maturité et 5% à 21h00 UTC le 7 novembre. La différence de H est de 7 ± 4 W/m2 (différence relative entre 4% et 10%). Ainsi, le couplage a un impact très faible sur les flux de chaleur turbulents même dans la zone EF600. Là encore, l’effet des courants de surface (CPL vs NOCUR sur la figure 9b) n’est pas significatif.

PNG - 33.6 ko
Figure 9

Figure 9 Série chronologique des valeurs moyennes et des écarts types (barres d’erreur) du flux thermique total turbulent (bleu), du flux thermique latent (cyan) et du flux thermique sensible (rouge) dans les simulations CPL (cercles vides) et NOCPL (triangles) (a) et de la différence moyenne entre les flux turbulents CPL et NOCPL (cercles vides ; même code couleur) et entre les flux turbulents NOCUR et NOCPL, en pourcentage par rapport aux valeurs NOCPL (b) dans la zone EF600.

Dans ce qui suit, sauf indication contraire, les résultats de la simulation NOCPL sont utilisés pour étudier le comportement du medicane, en se concentrant sur la zone d’intérêt (AI sur la figure 2).
Up

4 Rôle des flux et mécanismes de surface

Cette section examine quels paramètres de surface contrôlent les flux de chaleur de surface pendant les différentes phases du medicane, parmi la SST, le vent de surface, la température et l’humidité.
Up

4 .1 Représentation des flux de surface et méthodes

Dans les modèles atmosphériques numériques, les flux thermiques turbulents sont calculés classiquement en fonction de paramètres de surface à l’aide de formules de masse [bulk formulae]

Ici, rho est la densité de l’air, Cp la capacité thermique de l’air et Lv la constante de chaleur de vaporisation. Le gradient DELTA-U correspond à la vitesse du vent au premier niveau par rapport à la surface de la mer, DELTA-THETA est la différence entre la SST et la température potentielle THETA au premier niveau, et DELTA-q est la différence entre l’humidité spécifique à saturation, avec la température égale à SST et à l’humidité spécifique au premier niveau. Les coefficients de transfert Ch et Ce sont définis comme

et

avec K étant la constante de von Karman, les fonctions empiriques PSI-T et PSI-q décrivant la dépendance à la stabilité, Chn et Cen le coefficient de transfert neutre pour la chaleur et l’humidité, et L la longueur d’Obukhov (qui dépend, à son tour, de la température niveau et de la vitesse de frottement u ). Dans le paramétrage ECUME utilisé dans cette étude, les coefficients de transfert neutres Chn et Cen sont définis comme des fonctions polynomiales de la vitesse du vent neutre équivalente à 10 m (définie comme dans Geernaert et Katsaros, 1986). Ils dépendent également de la vitesse du vent à 10 m et de la longueur d’Obukhov à travers les fonctions de stabilité. La longueur d’Obukhov est exprimée comme dans Liu et al. (1979) :

Tv étant la température virtuelle au premier niveau, en fonction de la température et de l’humidité spécifique, et Tv0 [?] le paramètre d’échelle pour la température virtuelle, en fonction de la température et de l’humidité au premier niveau. En conséquence, les coefficients de transfert dépendent comme les flux de la vitesse du vent, de la température et de l’humidité spécifique au premier niveau, et du SST. Dans ce qui suit, on ne fait pas la distinction entre la température et la température potentielle au premier niveau.

PNG - 27.8 ko
Figure 10

Figure 10 Série chronologique des valeurs médianes des flux de chaleur latente (bleue) et sensible (rouge ; a) et de SST (b) dans la zone EF600 (voir texte) dans le NOCPL du 7 novembre. Les cases correspondent aux quantiles de 25% et 75% et les prolongement [whiskers] aux quantiles de 5% et 95%.

L’évolution temporelle des valeurs médianes et des quantiles de 5%, 25%, 75% et 95% des flux de chaleur latente et sensible est donnée sur la Fig.10a pour le 7 novembre, dans la zone EF600, et l’évolution temporelle des valeurs médianes et les quantiles du SST sur la figure 10b. Le flux de chaleur latente est toujours beaucoup plus élevé que le flux de chaleur sensible, comme c’est généralement le cas en mer lorsque la SST est supérieure à 15 °C (par exemple Reale et Atlas, 2001). Le flux de chaleur sensible représente ici 22% du flux enthalpique pendant la phase de développement et 12% à 15% pendant la phase de décroissance. Les deux flux ont des distributions asymétriques, avec des queues supérieures [upper tails] (95%) plus longues que des queues inférieures [lower tails] (5%). Ceci est en partie dû à l’échantillonnage conditionnel (LE + H > 600 W/m2) utilisé ici, car les faibles flux sont coupés [tronquées, cut-off]. La valeur médiane de H est maximale à la fin de la phase de développement (180 W/m2 à 08h00 UTC), tandis que son quantile à 95% est maximal au début de la phase de développement (332 W/m2 à 04 : 00 UTC). Pendant la phase de maturité, les valeurs médianes et du quantile de 95% de H diminuent continuellement. Inversement, la valeur médiane de LE est maximale (635 W/m2) à 09h00 UTC pendant la phase de développement, et elle reste approximativement constante jusqu’à 15h00 UTC. Le quantile à 95% est maximum (845 W/m2) à la fin de la phase de développement. LE commence à diminuer plus tard et plus lentement que H (vers 15h00 UTC, car le système a commencé à s’affaiblir). Les valeurs médianes de LE dans cet échantillonnage EF600 sont constantes ou légèrement en augmentation jusqu’au soir (20h00 UTC), tandis que les valeurs minimales (5% quantile) augmentent continuellement jusqu’à la fin de la journée. Encore une fois, cela est probablement dû en partie à l’échantillonnage utilisé ici.

Les distributions du SST sont asymétriques tout au long de l’événement, avec des queues inférieures [lower tails] beaucoup plus longues que des queues supérieures [upper tails] (Fig. 10b). Le maximum SST (proche de 24 °C) est presque constant dans le temps. Les valeurs inférieures et médianes varient en raison de l’échantillonnage conditionnel EF600 et du mouvement du cyclone loin de la zone chaude SST.
Pour étudier les dépendances mutuelles et les co-variabilités des flux et paramètres listés ci-dessus, nous avons utilisé la corrélation de rang de Spearman, qui correspond à la corrélation linéaire entre le rang des deux variables dans leur échantillonnage respectif (Myers et al., 2010) . Cette métrique permet de relier les variables d’intérêt de manière monotone plutôt que linéaire et est plus appropriée dans le cas de relations non linéaires.

Les co-variabilités sont analysées dans l’ensemble du domaine d’abord, pour déterminer la contribution principale aux flux globalement, puis dans la zone EF600 pour isoler les processus de surface contrôlant la croissance et la maturité du medicane. Les valeurs sont données dans les tableaux 1 à 3 pour la zone EF600 et pour trois périodes de temps des phases de développement, de maturité et de décroissance, respectivement, à savoir 09h00, 13h00 et 18h00 UTC le 7 novembre.

PNG - 8.5 ko
Table 1

Tableau 1 Corrélations de rang de Spearman entre le flux enthalpique, le flux de chaleur latente et sensible et les paramètres associés (U10 vitesse du vent à 10 m, THETA température potentielle à 10 m , SST et humidité à 10 mq) à 09 h 00 UTC le 7 novembre, à partir du Simulation CPL, dans la zone EF600.

PNG - 8.4 ko
Table 2

Tableau 2 Identique au tableau 1 mais à 13 h 00 UTC le 7 novembre.

PNG - 8.5 ko
table 3

Tableau 3 Identique au tableau 1 mais à 18 h 00 UTC le 7 novembre.
Up

4.2 Phase de développement

Au niveau bas, cette phase correspond à un système dépressionnaire résultant de l’évolution de l’instabilité engendrée par le cyclone sous le vent du relief nord-africain, avec de fortes structures baroclines. Pendant les premières heures, les zones de fortes précipitations sont co-localisées avec les structures frontales. Un secteur chaud est visible à l’est du domaine, avec un front froid s’étendant au sud-est depuis le sud de l’Italie et une très forte convergence de bas niveau entre l’écoulement sud-est dans le secteur chaud et l’écoulement sud-sud-ouest dans le secteur froid ( voir Fig. 5b).

PNG - 60.1 ko
Figure 11

Figure 11 Carte de la température potentielle équivalente (couleurs chaudes) et de la température potentielle virtuelle inférieure à 19 °C (nuances bleues) au premier niveau ; taux de convergence horizontale au-dessus de 1 × 10-3 m / s2 à 100 m (contours jaunes), vent de 10 m (flèches) et SLP (contours noirs) à 08h30 UTC le 7 novembre (a) ; et coupe verticale de la température potentielle équivalente et de la température potentielle virtuelle (échelle de couleur), du vent tangentiel (vecteurs noirs ; la composante verticale est amplifiée par un facteur 20), et de l’anomalie de vorticité potentielle (contour blanc à 5 PVU) le long d’une coupe ouest-est (b) (ligne pointillée en a). Les étoiles grises indiquent la position du minimum SLP.

PNG - 24.9 ko
Figure 12

Figure 12 Série temporelle de la corrélation d’ordre de rang de Spearman rs entre le flux de chaleur latente LE et la vitesse du vent à 10 m (vert), la température potentielle à 10 m (rouge), la SST (bleu) et l’humidité spécifique à 2 m (cyan) dans le domaine entier (a) et dans la zone EF600 (b) dans la simulation CPL.

PNG - 72.3 ko
Figue 13

Figure 13 Cartes des flux de chaleur turbulents LE (a), H (d), vent à 10m U10 (b), température potentielle à 10 m (c), SST (e) et humidité spécifique à 2 m (f) à 09h00 UTC le 7 novembre dans la simulation CPL.

A 08h30 UTC le 7 novembre (Fig. 11), de fortes lignes de convergence se développent à proximité du centre cyclonique, entre la Sicile et la Tunisie. La température potentielle virtuelle de bas niveau THETA-v superposée à la température potentielle équivalente THETA-e est utilisée ici comme marqueur des couches d’air froid (avec une limite supérieure de 19 °C pour THETA v - Ducrocq et al., 2008 ; Bresson et al., 2012) . Certaines de ces couches d’air froid [cold pools] résultent de l’évaporation sous des précipitations convectives, tandis que celles situées en mer le long de l’Afrique du nord proviennent d’air sec et froid advecté de l’intérieur des terres. La discrimination entre ces deux types de couches d’air froid a été effectuée à l’aide d’une simulation sans transfert de chaleur latente dû à l’évaporation de la pluie (non représentée ici). L’air froid et humide se propage à la surface, suivant les courants de densité, et est advecté vers le nord-est par l’écoulement de bas niveau. À l’ouest et au sud du domaine, des couches d’air froid se sont formées la nuit par des processus radiatifs sur la terre et ont été advectées au-dessus de la mer avec une étendue verticale de 1000 m (voir la partie la plus à l’ouest de la coupe [transect] W – E ; Fig. 11b).

Le coté au vent [upwind] des couches d’air froid [cold pools] est le lieu de forte convergence horizontale au niveau bas, conduisant au soulèvement et à la convection profonde des masses d’air à THETA-e élevé. Pendant la phase de développement, les couches d’air froid se déplacent vers le nord avec le courant sud, vers le centre du cyclone. Ensuite, elles contribuent à déclencher la convection dans l’écoulement de bas niveau du nord-ouest à THETA-e élevé (Fig. 11b). L’anomalie de surface chaude se propage à proximité du centre du cyclone (maintenant situé sous l’anomalie de PV à 300 hPa) jusqu’à 3000 m et génère une anomalie de PV de basse à moyenne troposphère. Dans le même temps, une intrusion d’air sec depuis les niveaux supérieurs amène des masses d’air à faible THETA-e et d’humidité relative inférieure à 20% à 3000 m, ce qui entraîne une anomalie de PV de la haute à la moyenne troposphère (Fig. 15a et c).
Pour identifier les paramètres de surface contrôlant l’évaporation en mer, l’évolution temporelle des corrélations de rang de Spearman entre LE, U10, THETA, la SST et q est donnée sur la figure 12 et les tableaux 1 à 3.

Pendant cette phase, dans l’ensemble du domaine, les paramètres gouvernant LE sont la SST et le vent (corrélés positivement), l’humidité spécifique (négativement) et la température potentielle (négativement). La température et l’humidité potentielles sont également fortement corrélées positivement (rs = 0,55 sur l’ensemble du domaine) car l’air froid et sec est advecté de la surface continentale tunisienne et libyenne par l’écoulement [flow] de bas niveau vers le sud (Fig.13b, c et f ; en 09 : 00 UTC). Cette masse d’air se charge progressivement en chaleur et en humidité dans la zone des flux enthalpiques les plus forts en mer au nord de la Libye (Fig. 13a). La zone EF600, avec de forts flux et de l’air froid et sec, correspond également aux SST chauds (Fig. 13e). Ici, LE est principalement contrôlé par le vent et par le SST, THETA n’a aucun effet (corrélations faibles ou négatives ; Fig. 12b, tableau 1) et q a un effet faible.

LE est toujours beaucoup plus élevé que H (Fig. 10a), ce qui fait que la « zone à fort flux » EF600 est contrôlée par LE plutôt que H. LE est également plus homogène que H dans EF600. Cependant, H peut être fort localement (Fig. 13d). Au cours de cette phase de développement, H est contrôlé principalement par THETA au premier niveau (Fig. 14), en partie indirectement via la stratification et le coefficient de transfert (non représentés). Dans la zone EF600 également, H est principalement régi par THETA (rs = -0,70 à 09h00 UTC), l’influence SST est toujours faible et le vent joue un rôle secondaire. Le contrôle accru par la température potentielle est en partie dû aux masses d’air continentales advectées du nord de l’Afrique et en partie à la présence de couches d’air froid sous les zones de convection profonde et de vent fort.

PNG - 22.4 ko
Figue 14

Figure 14 Identique à la figure 12 mais entre le flux de chaleur sensible H et la vitesse du vent à 10 m (vert), la température potentielle à 10 m (rouge) et la SST (bleu).

PNG - 88.7 ko
Figure 15

Figure 15 Sections transversales verticales de température potentielle équivalente THETA-e (°C ; échelle de couleurs) et d’humidité relative (% ; isolignes) (a, b), DPV [PVS, PV Sec] (intensité) (c, d) et WPV [PVH, PV Humide ] (intensité) (e, f) sur une coupe [transect] ouest-est à travers le centre du cyclone, à 13h00 (a, c, e) et 18h00 UTC (b, d, f) le 7 novembre, dans la simulation CPL. Les contours noirs de (c) à (f) correspondent aux intensités 1 et 3 (telles que définies dans Miglietta et al., 2017).
Up

4.3 Phase de maturité

A 13h00 le 7 novembre, les anomalies PV à 700 et 300 hPa sont alignées (Fig. 15c, e). Une coupe transversale zonale sur la SLP minimum montre qu’une anomalie PV de bas niveau au-dessus de 5 PVU s’est formée autour du centre du cyclone, s’étendant de la surface jusqu’à l’anomalie à 300 hPa (Fig. 15). Le noyau chaud s’étend jusqu’à 850 hPa (Fig. 15a). Son développement ascendant est limité par l’air plus froid (faible THETA-e) apporté d’en haut. Il y a une convergence de bas niveau (jusqu’à 800 hPa) vers le centre du cyclone, et une convection profonde près du centre, mais aucune ou très faible divergence de la moyenne à la haute troposphère. La circulation cyclonique a été renforcée par une vitesse du vent horizontale supérieure à 8 m/s à chaque niveau à plus de 10 km du centre du cyclone.

Pendant cette phase et la précédente, sur l’ensemble du domaine comme dans la zone EF600, l’évaporation est contrôlée de manière équivalente par la SST et la vitesse du vent, avec une influence décroissante de l’humidité (Fig.12, Tableau 2). La zone EF600 s’étend plus au nord, plus près du centre du cyclone, loin de la zone d’air froid et sec de basse altitude. Cet afflux d’air froid commence à se réchauffer et à s’humidifier sous l’effet combiné du réchauffement diurne des surfaces continentales (non représenté) et des forts flux enthalpiques au large (Fig. 16a, c et f). Le flux de chaleur sensible est toujours contrôlé par la température, avec une influence croissante du vent (tableau 2).

PNG - 71.4 ko
Figure 16

Figure 16 Identique à la figure 13 mais à 13 h 00 UTC le 7 novembre.
Up

4.4 Phase de désintégration

Dans l’après-midi du 7 novembre, le cyclone se dirige d’abord vers des SST plus froides à l’est du détroit de Sicile (Fig. 3). Ensuite, il traverse la Sicile et atteint la mer Ionienne avec des SST encore plus froides vers 20h00 UTC avant de se décomposer lentement et de perdre ses caractéristiques tropicales. Les trajectoires de retour sont utilisées pour vérifier si l’extraction d’air chaud et humide de la surface de la mer contribue aux valeurs élevées de THETA-e obtenues autour du centre du cyclone. Ils sont basés sur la méthode de Schär et Wernli (1993), adaptée par Gheusi et Stein (2005). Les trajectoires choisies proviennent de trois endroits différents et arrivent au même endroit, à trois niveaux verticaux entourant le niveau le plus proche de 1500 m, à 23h00 UTC le 7 novembre (Fig. 17). Leur température potentielle équivalente varie de 31 à 38 °C à leur première apparition dans le domaine et est proche de 45 °C en moyenne à leur point final. Parmi ces trajectoires, THETA-e augmente presque continuellement, avec un fort saut lors de leur transit au bas niveau (en dessous de 500 m) au-dessus de la mer dans la zone EF600 (contour blanc sur la Fig. 17). Une analyse distincte des deux étapes différentes des trajectoires a été réalisée. L’étape 1 correspond à la période où les particules restent dans l’écoulement de bas niveau (entre 200 et 1200 m au dessus du niveau de la mer) au sud et à l’est de la Sicile et l’étape 2 à leur ascension convective de 300 à 1500 m. Au cours de l’étape 1, la température potentielle des particules diminue de 1 ° C en moyenne, tandis que le rapport de mélange augmente de 2,8 g kg-1. Cela montre que l’augmentation de THETA-e est due à une forte évaporation de surface. Au cours de l’étape 2, le rapport de mélange des particules diminue de 2 g / kg, et leur température potentielle augmente de 4,1 ° C. Ceci indique une condensation et un échauffement latent et démontre le rôle important de la surface de la mer dans l’augmentation de l’humidité et de la chaleur de l’écoulement de bas niveau avant son approche sur le centre du cyclone et des processus diabatiques dans le renforcement de son noyau chaud.

PNG - 47.4 ko
Figure 17

Figure 17 : Carte des trajectoires arrière des parcelles d’air [air parcels/ « particule d’air »] arrivant au sud du centre du cyclone à 23h00 UTC le 7 novembre, 1500 m au dessus du niveau de la mer, à trois niveaux différents (cercles, carrés et losanges). Le premier point des trajectoires correspond au début de la simulation du domaine D2 (00h00 UTC le 7 novembre). L’échelle de couleur indique la température potentielle équivalente (°C), et la taille du symbole est inversement proportionnelle à l’altitude entre 0 et 1000 m et constante au-dessus de 1000 m. Sont également représentés les valeurs de la température potentielle équivalente finale et des températures potentielles équivalentes initiales, le champ de vent à 900 hPa (vecteurs noirs) et le flux d’enthalpie de surface (nuances grises) avec un seuil à 600 W/m2 (contour blanc) à 15h30 UTC, lorsque les particules arrivent en mer au sud de la Sicile.

Pendant la phase de décroissance et dans tout le domaine, l’influence de l’humidité sur le LE est faible (Fig. 12a). L’EF600 est toujours situé sur des SST chaudes au sud du domaine (Fig. 18a, e) et correspond également aux vents les plus forts du côté droit du cyclone (Fig. 18b). Dans cette zone, il n’y a presque aucune influence de la température ou de l’humidité sur le LE (tableau 3). L’influence de la vitesse du vent diminue ; le rôle du SST est fort jusqu’à 21h00 UTC. Après cela, le cyclone atteint le nord de la mer Ionienne avec des SST beaucoup plus froides, et l’effet de la vitesse du vent devient dominant à la toute fin (Fig. 12b). Le flux de chaleur sensible est régi par le vent (voir le fort gradient N – S sur la figure 18b) plutôt que par la température au niveau bas, sauf dans la partie nord de l’EF600 (où la vitesse du vent est également la plus élevée).

PNG - 69.5 ko
Figure 18

Figure 18 Identique à la figure 13 mais à 18 h 00 UTC le 7 novembre.

En résumé, à l’échelle du domaine, à la fois des vents forts (dans le secteur froid pendant la phase de développement, puis à proximité du centre du cyclone et sur son côté droit) et des SST chauds (dans le sud du domaine) sont nécessaires pour de forts flux de chaleur latente. Dans la zone de forts flux (également vents forts et SST chauds), l’évaporation est principalement contrôlée par le vent (phases de développement et de maturité) plutôt que par la SST (phase de décroissance). En revanche, le flux de chaleur sensible dépend principalement de la température potentielle dans la couche superficielle. Des masses d’air plus froides entraînent un fort flux de chaleur sensible plutôt qu’un vent fort ou des SST plus chauds. Au cours des deux premières phases, l’air froid est soit advecté d’Afrique du Nord, soit créé par évaporation sous précipitation convective (couches d’air froid). Pendant la phase de désintégration, un fort transfert de chaleur latente sur des SST élevés réchauffe la couche atmosphérique proche de la surface et abaisse le transfert de chaleur sensible.
Up

5 Discussion et conclusion

La comparaison des simulations avec et sans couplage océanique ne montre aucun impact significatif de l’évolution de la SST sur la trajectoire, l’intensité ou le cycle de vie du medicane. Le faible refroidissement du SST, notamment pendant les 24 premières heures de la simulation, en est probablement responsable. Dans la zone à fort flux, où le flux enthalpique alimentant le cyclone en chaleur et en humidité maintient la convection et le dégagement de chaleur latente, la valeur médiane du refroidissement SST est comprise entre 0,2 et 0,4 °C. L’effet sur H est de -7 W/m2 pendant la phase de maturité et de -12 W/m2 à 23 h UTC le 7 novembre (moins de 10%).
Sur LE, il est de -19 et -37 W/m2 pour les deux mêmes périodes de temps (moins de 5%). Le couplage avec les courants de surface n’a pas d’impact significatif sur la simulation.

Néanmoins, dans ce cas précis, le SST exerce un contrôle fort sur le flux de chaleur latente qui domine le transfert de chaleur de surface tout au long de l’événement. Pendant la phase de développement, il y a aussi une forte influence des particularités de la Méditerranée centrale : la transition entre convection profonde et fortes précipitations associées aux processus baroclines et le cyclone se déroulant sous le vent de l’écoulement sec et froid de bas niveau en provenance d’Afrique du Nord. Ces masses d’air à faible THETA-v rencontrent de l’air humide et chaud en mer et renforcent la convection profonde, ainsi que les couches d’air froid formées par l’évaporation de la pluie et les courants descendants. Ces couches d’air froid d’origines diverses déplacent la convection profonde en mer. Le soulèvement des masses d’air chaud augmente le PV de bas niveau et renforce le vortex, qui est déplacé vers le nord-est, plus près de l’anomalie de PV en altitude.

PNG - 24 ko
Figure 19

Figure 19 Profils verticaux de PV (a) et DPV et WPV (b) moyennés dans un rayon de 100 km autour du centre du cyclone à 09h00 (rouge), 13h00 (vert) et 18h00 UTC (bleu) sur 7 Novembre dans la simulation CPL.

Mieux connaître l’intensité et le rôle des échanges air-mer et les mécanismes associés pourrait permettre de trier les medicanes, comme le proposent Miglietta et Rotunno (2019). Le cas présent est-il régi par des mécanismes de type WISHE ou plutôt par des processus diabatiques et barocliniques tout au long de sa vie (deuxième catégorie dans Miglietta et Rotunno, 2019). De forts échanges air-mer à la surface et un dégagement de chaleur latente agissent pour construire l’anomalie du cœur chaud, comme on le voit chez les Sections. 4.3 et 4.4. Les flux d’enthalpie de surface prennent des valeurs intermédiaires, avec un maximum supérieur à 1500 W/m2 pendant quelques heures dans les zones à SST chaud et à vent fort sous le vent de l’écoulement sec de basse altitude en provenance d’Afrique du Nord. Des caractéristiques thermiques caractéristiques des cyclones tropicaux sont présentes, comme l’advection d’air froid à basse altitude du sud vers l’est et l’advection d’air chaud du sud vers le nord (Reale et Atlas, 2001). Le gradient de THETA-e entre la surface et 900 hPa est d’environ 6–7 °C. L’enroulement du précurseur [streamer] de PV autour du centre du cyclone évolue vers une coupure de niveau supérieur à la fin de la phase de décroissance. À l’inverse, certaines caractéristiques typiques ne sont pas présentes : même s’il y a une faible convergence de bas niveau autour du centre du cyclone, aucune divergence n’est observée au niveau supérieur. Le flux de chaleur latente maximal dans la zone EF600 est plus contrôlé par le SST que par la vitesse du vent (figures 12b et 13a, b et e). Aucun minimum de température potentielle ou de vorticité potentielle [PV] ne se développe à 300 hPa près du centre du cyclone pendant la phase de maturité, comme marqueur de l’érosion de l’anomalie de PV par l’activité convective, et l’anomalie PV de niveau supérieur ne se détache jamais complètement de la grande échelle structure.

  • NDLR précisions sur la vortcité [5]

La figure 19 montre les profils verticaux du PV humide et du PV sec (WPV/PVH et DPV/PVS ; définis comme dans Miglietta et al., 2017) moyennés sur le cercle de 100 km autour du centre du cyclone. Le PVH est produit de façon diabatique par dégagement de chaleur latente (leur équation 4), et le PVS est généré par l’intrusion d’air stratosphérique dans la troposphère supérieure (leur équation 3). Les profils verticaux de PV, PVS et PVH montrent un PVH minimum entre 700 et 400 hPa pendant la phase de décroissance et une nette différence entre PVS et PVH au niveau bas (Fig. 19b). Le PVS est faible jusqu’à la mi-troposphère et augmente fortement au-dessus de 400 hPa. L’anomalie du PVH au niveau bas se développe jusqu’à 700 hPa pendant la phase de développement, mais son étendue verticale diminue à 800 hPa pendant la phase de maturité (13h00 UTC - voir également la figure 15e). Ceci est dû à une intrusion d’air sec pendant les phases de maturité et de désintégration, qui est limitée vers le bas par le noyau chaud (Fig. 15a). Au début de la phase de désintégration, à 18h00 UTC, l’échauffement latent dans le noyau du cyclone augmente le PVH de bas niveau et érode les masses d’air sec et froid (THETA-e) jusqu’à 650 hPa. L’anomalie à cœur chaud et PVH s’étendent vers le haut (Fig. 15b, f), et l’anomalie PVS est poussée jusqu’à 700 hPa (Fig. 15c, d).

Cela suggère que le medicane de novembre 2014 tel que simulé dans cette étude présente des caractéristiques proches d’un cyclone extratropical ou d’un medicane de deuxième catégorie comme dans Miglietta et Rotunno (2019). Sa phase de développement est déclenchée par un streamer [precurseur] PV apportant une instabilité au niveau supérieur et des processus baroclines suivis d’une forte convection en mer. Cette convection est renforcée et entretenue par des couches d’air froid dues à l’évaporation de la pluie au bas niveau ou par l’advection d’air sec et froid d’Afrique du Nord. La conjonction de l’advection des masses d’air continentales avec l’évaporation sous les tempêtes n’a pas été identifiée comme conduisant à la transition tropicale des cyclones méditerranéens jusqu’à présent, même si elle est probablement plutôt omniprésente. En effet, les deux phénomènes sont assez répandus en Méditerranée. Les flux de surface sont forts et contribuent à augmenter le potentiel de convection jusqu’à la phase de maturité du cyclone. L’évaporation est principalement contrôlée par la SST et par la vitesse du vent pendant toute la durée de l’événement, tandis que la différence de température entre la SST et l’air froid provoqué d’Afrique du Nord pendant la phase de développement et de maturité joue un rôle important lors de son développement. Le développement vertical du noyau chaud est limité par une intrusion d’air sec qui n’atteint pas les niveaux les plus bas de la troposphère. Les intrusions d’air sec ont été reconnues comme des processus courants dans les cyclones méditerranéens par Flaounas et al. (2015), mais leur rôle dans le cycle de vie des cyclones n’a pas été clairement évalué. Ici, nous suggérons qu’ils peuvent agir pour limiter l’étendue de la convection au début de la phase de maturité. L’activité convective est plus forte pendant le développement que pendant la phase de maturité du cyclone, entraînant de fortes pluies 12 à 6 h avant la vitesse maximale du vent, conformément aux études antérieures basées sur des observations (Miglietta et al., 2013 ; Dafis et al. , 2018). Enfin, ces résultats sont cohérents avec ceux de Carrió et al. (2017), qui montrent, en utilisant une technique de séparation des facteurs, que si le rôle de l’anomalie de PV de niveau supérieur est crucial dans le pré-conditionnement de l’événement, son approfondissement rapide est dû à la synergie du dégagement de chaleur latente et de la dynamique de niveau supérieur.

Le couplage du modèle atmosphérique avec un modèle océanique 3D haute résolution montre que, dans le cas présent, le refroidissement de surface est trop faible pour impacter les processus de déstabilisation atmosphérique à bas niveau. Néanmoins, l’effet du medicane sur la couche de surface océanique est probablement significatif. Pour mieux comprendre l’évolution de la surface de la mer et le rôle du couplage, la réponse des couches mixtes océaniques au medicane et les mécanismes impliqués seront étudiés plus en détail dans les travaux futurs.
Up

Disponibilité du code.
Les codes sources sont disponibles en ligne (WaveWatchIII à https://polar.ncep.noaa.gov/waves/w..., NOAA, 2020 ; OASIS à https://portal.enes.org/oasis, CERFACS, 2020 ; Meso- NH sur http://mesonh.aero.obs-mip.fr/mesonh54, LA et CNRM, 2020, et SURFEX sur http://www.umr-cnrm.fr/surfex/, CNRM, 2020).

La disponibilité de données supplémentaires est indiquée dans la section. « Remerciements ».

Contributions des auteures .
MNB et CLB ont conçu les simulations. MNB a effectué les simulations. Les deux auteures ont interprété les résultats et rédigé l’article.

Intérêts concurrents.
Les auteures déclarent n’avoir aucun conflit d’intérêts.

Déclaration de numéro spécial.
Cet article fait partie du numéro spécial « Cycle hydrologique en Méditerranée (ACP / AMT / GMD / HESS / NHESS / OS inter-revue SI) ». Il n’est pas associé à une conférence.

Remerciements.
Ce travail est une contribution au programme HyMeX (Hydrological cycle in the Mediterranean eXperiment - http://www.hymex.org, dernier accès : 8 juin 2020) à travers le soutien INSU-MISTRALS. Les auteurs remercient le Pôle de Calcul et de Données Marines pour les installations DATARMOR (stockage, accès aux données, ressources de calcul). Les auteurs remercient les équipes de base de données MISTRALS / HyMeX (ESPRI / IPSL et SEDOO / OMP) pour leur aide dans l’accès aux données de la station météorologique de surface. Les analyses quotidiennes PSY2V4R4 ont été mises à disposition par le service de surveillance du milieu marin Copernicus (http://marine.copernicus.eu, dernier accès : 8 juin 2020). La réanalyse ERA5 à des échelles horaires (https://doi.org/10.24381/cds.bd0915c6) est produite par le Centre européen pour les prévisions météorologiques à moyen terme (ECMWF) et mise à disposition par le service Copernicus Climate Change (https: // cds.climate.copernicus.eu, dernier accès : 8 juin 2020). Les observations METAR de SLP et du vent ont été récupérées via le portail Weather Underground à l’adresse https://www.wunderground.com (dernier accès : 8 juin 2020). Les auteurs remercient Jean-Luc Redelsperger (LOPS) pour ses précieux échanges. Nous remercions également Emmanouil Flaounas et deux relecteurs anonymes, dont les commentaires ont contribué à grandement améliorer cet article.

Examen de la déclaration [Review statement].
Cet article a été édité par Christian Barthlott et révisé par Emmanouil Flaounas et deux arbitres anonymes.

References bibliographiques
Akhtar, N., Brauch, J., Dobler, A., Béranger, K., and Ahrens, B. : Medicanes in an oceanatmosphere coupled regional climate model, Nat. Hazards Earth Syst. Sci., 14, 2189–2201, https://doi.org/10.5194/nhess-14-21..., 2014.
... et à suivre, voir : https://acp.copernicus.org/articles...


[1] Lysigée et yoruk administrateurs de PTP observations sept 2018 et 2020

[2] talweg d’altitude aka « goutte froide ».

[3] Ce peut être les alarmes qui ont déclenché notre curiosité dans le golfe de Syrte en sept 2018 et 2020 : nombreux approfondissements cycloniques, mis en évidence avant l’initialisation définitive des medicanes

[4] mesure thermodynamique de la variation de la quantité de chaleur contenue dans un système physique ou chimique.

[5] extraits de la revue la météorologie n° 38 Aout 2002 : |

PNG - 231.6 ko
PNG - 285.6 ko
PNG - 131.7 ko
UP


Répondre à cet article
(pour répondre à un message en particulier, voir plus bas dans le fil)

Répondre à cet article

UP

Copyright et informations légales