Reflets de la Physique n°57 avr/mai 2018
Reflets de la Physique n°57 avr/mai 2018
  • Prix facial : gratuit

  • Parution : n°57 de avr/mai 2018

  • Périodicité : bimestriel

  • Editeur : Société Française de Physique

  • Format : (210 x 297) mm

  • Nombre de pages : 48

  • Taille du fichier PDF : 5,8 Mo

  • Dans ce numéro : dossier micronageurs naturels et artificiels.

  • Prix de vente (PDF) : gratuit

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Mécanisme de la traversée de l’axe du courant-jet par une tempête Ce mécanisme fait intervenir des interactions non linéaires entre diverses anomalies. Le schéma de la figure 2 nous a montré que le décalage longitudinal entre deux anomalies cycloniques permettait leur renforcement mutuel. Il s’avère que l’anomalie cyclonique d’altitude n’est pas isolée et que plus à l’est se trouve une anomalie anticyclonique, comme le montre la carte de la figure E1a correspondant au cas de la tempête Xynthia (voir les zones rouges et bleues dans la partie centrale de la carte). C’est ce dipôle cyclone-anticyclone en haute troposphère, centré au-dessus de la dépression de surface, qui engendre des vents en surface orientés perpendiculairement à l’axe du courant-jet (flèches noires) et ainsi déplace la dépression de surface à travers cet axe. Pour déterminer quels sont les paramètres qui contrôlent le mécanisme précédent, et s’assurer qu’il est suffisant pour expliquer ce déplacement transverse à l’axe du courant-jet, nous avons mis en place des simulations numériques avec un modèle très simple. Celui-ci ne comprend que deux couches de fluide de densité différente, et l’état du fluide à l’instant initial est composé d’un courant-jet similaire à celui de Xynthia et d’anomalies placées au sud du jet. Durant la simulation, le dipôle d’altitude se met en place au-dessus de la dépression de surface, et les vents associés déplacent celle-ci en direction du courant-jet (figure E1b). On remarque également que la vorticité de surface (contours noirs), étirée et en forme de S, reproduit assez bien la forme de Xynthia. Des études récentes ont montré que le déplacement transverse à l’axe du jet est plus marqué quand le courant-jet est plus fort ou encore en présence de dégagement de chaleur latente lors de la condensation de la vapeur d’eau. la basse troposphère et un courant-jet d’altitude. La figure 2 schématise bien la situation de la tempête hivernale Klaus lors de son creusement rapide (fig. 1b), avec la présence d’un tourbillon d’altitude cyclonique qui dévie le courant-jet d’altitude et se trouve à l’ouest par rapport au tourbillon cyclonique de basses couches. Ce décalage longitudinal entre les deux anomalies est crucial pour leur renforcement mutuel. En effet, le tourbillon cyclonique d’altitude crée des vents du sud vers le nord au niveau du centre du tourbillon de surface (flèche bleue en tirets). Ce vent va permettre de transporter de la température chaude de l’environnement situé plus au sud vers le centre du tourbillon de basse troposphère et va ainsi le renforcer puisqu’un tourbillon cyclonique en surface 6 Reflets de la Physique n°57 est déjà une anomalie chaude. Similairement, le tourbillon de basse troposphère crée au niveau de l’anomalie d’altitude des vents orientés du nord au sud qui vont apporter de la vorticité potentielle de l’environnement situé au nord, ce qui va renforcer le tourbillon d’altitude. Ainsi, les deux anomalies se renforcent mutuellement. Lorsque le tourbillon d’altitude se place à l’aplombdu tourbillon de surface (fig. 1c), les deux anomalies ne se renforcent plus. En effet, dans ce cas, le vent induit par les tourbillons d’altitude, qui va du sud au nord, ne se trouve plus au centre de l’anomalie du bas et donc il n’y a plus de transport de chaleur vers le centre de l’anomalie du bas et donc plus de renforcement. On retrouve ainsi un résultat classique des instabilités à Tempête Tempête Xynthia Xynthia (27 (27 février février 2010 2010 à à 12h) 12h) Trajectoire Trajectoire 2000 2000 1000 1000 y (km) 0 -1000 -1000 Trajectoire -2000 Trajectoire Tempête idéalisé Tempête idéalisé ide Axe du jet Axe du jet Encadré 1 PVU 4 3 2 2 0,5 0,5, ; $0 e-, Axe du jet Axe du jet -3000 -3000 -2000 -1000 0 1000 2000 -3000 x (km) -3000 -2000 -1000 0 1000 2000 E1. Traversée de l’axe du courant-jet par une tempête. (a) Le cas de la tempête Xynthia repérée par les contours noirs de vorticité près de la surface (850 hPa). L’axe du courant-jet près de la tropopause est un trait rouge épais, les anomalies de PV proches de la tropopause (300 hPa) sont en plages colorées (cycloniques en rouge et anticycloniques en bleu) et les flèches représentent le vent en surface créé par la présence des anomalies d’altitude. Le trait noir épais représente la trajectoire de la tempête sur 30 heures avant traversée de l’axe du jet. (b) Mêmes variables météorologiques, dans le cas d’une modélisation très simplifiée d’une tempête. » > a y (km) b 0 -2000 x (km) -0,5 -0,5 -1 -1 -2 -2 -3 -3 -4 -4 écoulements parallèles cisaillés  : il y a croissance des perturbations lorsque la pente des lignes de courant des perturbations est dans le sens contraire du cisaillement du vent (cf. la ligne discontinue noire et la courbe noire reliant les flèches noires de la figure 2, qui penchent dans le sens contraire). On retient enfin que les tempêtes se creusent en extrayant l’énergie potentielle disponible de leur environnement, qui est d’autant plus forte que les gradients thermiques le sont. Ceci est favorisé par la présence des contrastes thermiques terre-océan, mais aussi par celle de courants océaniques comme le Gulf Stream. Même si l’interaction barocline domine lors de la phase de maturation, il n’en reste pas moins vrai qu’elle ne se produit pas de
Projection 3. Tempête Klaus  : influence d’une modification manuelle de la tropopause dynamique superposée à la mesure de la vapeur d’eau par le canal 6,2 μm de Meteosat. Les zones claires et sombres correspondent respectivement à de fortes et faibles quantités de vapeur d’eau sur la colonne atmosphérique. Les courbes de niveau de la tropopause (surface mauve de la figure 1) le 23 janvier 2009 à 12 UTC, obtenues dans l’état initial du modèle numérique de prévision, sont représentées en bleu en dessous de 6000m. Les courbes de niveau modifiées manuellement pour tenir compte des quantités de vapeur d’eau mesurées sont en rouge. Les valeurs d’altitude sont indiquées en décamètres. manière constante dans le temps et que d’autres interactions peuvent se greffer et la moduler. Par exemple, la campagne d’observation FASTEX (Fronts and Atlantic Storm-Track EXperiment) qui a eu lieu en 1997 a montré que de nombreuses dépressions pouvaient connaître plusieurs phases de croissance et de décroissance au cours de leur évolution, notamment celles qui traversaient le courant-jet de son côté chaud à son côté froid. Similairement, il s’avère que les dernières tempêtes en date qui ont frappé la France (Noël 1999, Klaus en janvier 2009 ou encore Xynthia en février 2010) se sont toutes renforcées en traversant l’axe du courant-jet. En prenant en compte toutes les fortes dépressions traversant l’Atlantique, on peut également montrer qu’environ la moitié d’entre elles ont connu cette phase particulière de traversée de l’axe du courant-jet. Il a donc été important d’approfondir cette dynamique de traversée de jet par les dépressions. Ainsi, les expériences numériques très simples telles que celles exposées dans l’encadré 1, permettent d’expliquer plusieurs aspects observés dans la réalité  : (i) le fait que les trajectoires des dépressions tendent à croiser le courant-jet du sud au nord (dans l’hémisphère nord), (ii) l’existence de plusieurs phases de croissance et de décroissance au sein d’une dépression mature et (iii) la réintensification d’une dépression après la traversée du jet. Prévisibilité des tempêtes La prévision des tempêtes s’appuie largement sur des modèles globaux d’atmosphère. Une représentation simplifiée des processus sous-maille*, notamment les échanges de chaleur liés au cycle de l’eau, complète les équations de la dynamique. Les états initiaux sont élaborés à partir d’observations de nature très différentes. L’impossibilité de déterminer un état initial parfait combinée au caractère chaotique de l’atmosphère, sans oublier les erreurs dues à la connaissance imparfaite des mécanismes en jeu aux échelles inférieures aux dimensions de la maille, conduit à une prévisibilité limitée. Les prévisionnistes de Météo-France ou d’autres services de prévision nationaux exercent leur expertise, notamment par l’analyse critique des prévisions des modèles déterministes. Puisque le développement d’une tempête résulte généralement de l’interaction d’un tourbillon de surface et d’un tourbillon d’altitude et que ce dernier peut être indirectement observé par les images prises par des capteurs à bord de satellites géostationnaires, il est possible, dans un premier temps, de faire une analyse critique de la représentation des précurseurs dans les conditions initiales des modèles numériques de prévision puis, dans un second temps, de proposer une stratégie de correction avant relance de la prévision. Images de la physique La présence d’un tourbillon d’altitude s’accompagne d’un abaissement de la tropopause, comme on l’a vu plus haut. Celle-ci, située à une altitude comprise approximativement entre 10 et 15 km aux latitudes tempérées, pénètre alors jusqu’à des altitudes plus basses (entre 4 et 7 km). Localement, les masses d’air sont plus chargées en ozone et moins riches en vapeur d’eau que les masses d’air environnantes. Par ailleurs, la présence de mouvements verticaux contribue également à la redistribution de la vapeur d’eau et à l’apparition de nuages dans les courants ascendants. Par conséquent, la restitution des quantités de vapeur d’eau et d’ozone à partir de mesures satellitaires donne indirectement accès à la cartographie de la vorticité potentielle. La figure 3 montre dans quelle mesure on a pu modifier manuellement la carte de la distribution initiale de la vorticité potentielle 24 heures avant que la tempête Klaus n’atteigne les côtes de l’Aquitaine le 24 janvier 2009. L’observation de la vapeur d’eau de moyenne troposphère a révélé que l’amplitude du tourbillon d’altitude était probablement sous-estimée dans les conditions initiales. On a procédé alors à la modification manuelle, ou plutôt à la souris, de l’altitude d’une surface de vorticité potentielle fixée. Ce mode d’action permet de modifier toutes les variables du modèle numérique, puisque la vorticité potentielle détermine les champs de vent, température, etc., via la résolution d’un problème inverse. Dans le cas présent, il est remarquable de constater que plusieurs prévisionnistes mis a posteriori face à ce cas d’étude ont été conduits à prendre la même décision et à apporter des corrections à l’état initial proches les unes des autres et ce, malgré le caractère intrinsèquement empirique de la méthode. L’amélioration de la prévision (fig. 4) de la position et de l’intensité du phénomène est également quasi systématique, confirmant la robustesse de l’approche. Les incertitudes inhérentes à la détermination des conditions initiales, ainsi que la représentation des processus sous-maille, rendent la prévision des tempêtes particulièrement ardue. Paradoxalement, à mesure que les prévisions s’améliorent, il apparaît que la bonne approche consiste à prévoir une densité de probabilité de l’état de l’atmosphère plutôt que l’état de l’atmosphère lui-même. Écrire un système d’équations pour la fonction de densité de » > Reflets de la Physique n°57 7



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