Transition extra-tropicale d’un cyclone tropical

Transition extra-tropicale d’ouragans en Atlantique Nord et impact sur la prévisibilité d’événements extrêmes en Méditerranée

Transition extra-tropicale d’un cyclone tropical 

 Les cyclones tropicaux se distinguent des cyclones extra-tropicaux par leur structure et leur mécanisme d’intensification. Les premiers montrent une couverture nuageuse symétrique et possèdent un cœur chaud, grâce au dégagement de chaleur latente maintenu par des flux de surface importants sur l’océan tropical. Les seconds possèdent une structure frontale et tirent leur énergie de leur environnement barocline des latitudes moyennes. La transition extra-tropicale est la transformation d’un cyclone tropical en un cyclone extra-tropical. Elle intervient lorsqu’un cyclone tropical quitte son environnement favorable, avec notamment une température élevée de l’océan et un cisaillement vertical faible, pour affronter un environnement qui lui est hostile. Sa dynamique se transforme en conséquence, et le cyclone peut soit se dissiper soit se réintensifier en tant que cyclone extra-tropical. Dans un cadre opérationnel, la transition extra-tropicale est définie en suivant l’évolution de la structure du cyclone à l’aide d’observations satellite et de prévisions numériques. La perte de symétrie de la couverture nuageuse et le développement d’une structure frontale marquent le début de la transition extra-tropicale. Diverses métriques ont été proposées pour définir le début de la transition extra-tropicale d’un cyclone tropical et pour anticiper sa réintensification possible en tant que cyclone extratropical (Kofron et al., 2010a,b). Toutefois, une définition univoque de la transition extratropicale fait encore défaut. La transition extra-tropicale existe dans tous les bassins océaniques traversés par des cyclones tropicaux. Le Pacifique Nord-Ouest connaît la plus haute fréquence de transitions extra-tropicales, avec en moyenne 6 cas par année soit 27% des cyclones tropicaux du bassin, appelés typhons (Klein et al., 2000). Un tiers des cyclones tropicaux du Pacifique Sud-Ouest subit également une transition extra-tropicale, soit en moyenne 3 cas par année (Sinclair, 2002). L’Atlantique Nord connaît quant à lui la plus forte proportion de cyclones tropicaux, appelés ouragans, subissant une transition extra-tropicale, avec 46% des cyclones soit 4 à 5 cas par année (Hart and Evans, 2001). La fréquence de transitions extra-tropicales sur le Pacifique Nord-Est et sur le sud de l’océan Indien reste encore à documenter. En Atlantique Nord, le réchauffement de l’océan et l’extension vers le sud de la zone barocline modulent la zone propice à la transition extra-tropicale. Elle oscille entre 30- 35◦N en début et fin de saison, et 40-50◦N au pic d’activité cyclonique de la saison. La convergence des deux facteurs favorise la transition extra-tropicale, dont la proportion augmente en fin de saison pour atteindre 50% en octobre (Hart and Evans, 2001). Les cyclones résultants peuvent toucher directement les côtes de l’Amérique du Nord (1 à 2 cas par année) ou de l’Europe (un cas tous les 1 à 2 ans). La prévision d’une transition extra-tropicale reste un défi pour les modèles de prévision du temps. La prévision de l’intensité et de la trajectoire du cyclone sont sujets à une incertitude qui prend son origine dans l’interaction complexe entre le cyclone tropical et la circulation atmosphérique des latitudes moyennes. Cette incertitude touche également la prévision en aval du cyclone et réduit en particulier la prévisibilité d’événements extrêmes. Les processus de la transition extra-tropicale et leur impact sur la circulation des latitudes moyennes sont passés en revue ici.

 Processus

 Évolution de la structure du cyclone

 Le cycle de vie d’un cyclone peut être décrit de manière synthétique par un diagramme de phase basé sur la distinction entre l’anomalie chaude ou froide de son cœur et sur l’asymétrie de son environnement (Hart, 2003). Un tel diagramme montre l’évolution classique d’un cyclone tropical symétrique à cœur chaud profond ou celle d’un cyclone extra-tropical asymétrique à cœur froid. Il révèle également des scénarios alternatifs de cyclones hybrides qui se distinguent des classiques cyclones tropicaux et extra-tropicaux1 . Une transition extra-tropicale type est illustrée par le diagramme de phase de l’ouragan Floyd (1999) (Figure 1.1). L’ouragan a perdu son cœur chaud en hautes puis en basses couches tout en augmentant son asymétrie, pour acquérir les caractéristiques d’un cyclone des latitudes moyennes. Un diagramme de phase révèle également une transition tropicale. A l’inverse d’une transition extra-tropicale, un cyclone des latitudes moyennes peut acquérir une structure tropicale, symétrique et à cœur chaud, si sa convection s’organise suffisamment. La transition tropicale est importante pour la formation de cyclones tropicaux (Davis and Bosart, 2004). Elle peut également se produire en Méditerranée quand la température élevée de la mer génère des flux de surface importants (Chaboureau et al., 2012). Un modèle conceptuel de la transition extra-tropicale a été construit à partir d’une climatologie du Pacifique Nord-Ouest (Klein et al., 2000). Ce modèle distingue une première phase de transformation, au cours de laquelle le cyclone troque ses carac1Des diagrammes de phase de cyclones présents et passés sont disponibles à l’adresse http ://moe.met.fsu.edu/cyclonephase/ FIG. 1.1: Diagramme de phase présentant le cycle de vie de l’ouragan Floyd (1999), tiré de Hart (2003). La symétrie du cyclone est définie par la différence d’épaisseur thermique entre les deux côtés de sa trajectoire (ordonnée, a), alors que le cœur chaud ou froid du cyclone est distingué par une diminution ou une augmentation du vent thermique avec l’altitude en haute (ordonnée, b) et en basse troposphère (abscisse, a et b). Dans le cas type de Floyd, le cyclone tropical à symétrie thermique (a, cadran du bas à droite) et à cœur chaud profond (b, cadran du haut à droite) s’est transformé en un cyclone frontal (a, cadran du haut à gauche) et à cœur froid (b, cadran du bas à gauche), après une phase hybride en tant que cyclone frontal (a, cadran du haut à droite) et à cœur chaud modéré (b, cadran du bas à droite) pendant sa transition extra-tropicale. L’évolution de l’ouragan a été établie à partir de 18 analyses toutes les 12 h, avec le grisé des points indiquant la pression de surface et leur taille l’extension des vents de force coup de vent (supérieurs à 17 m s−1 ) à 925 hPa L téristiques tropicales pour des caractéristiques extra-tropicales, d’une possible phase de réintensification qui, si elle a lieu, voit le cyclone se réintensifier en tant que cyclone extra-tropical. La phase de transformation est elle-même décomposée en trois étapes, reconnaissables dans des analyses et des observations satellites (Figure 1.2). Une asymétrie progressive du cyclone est provoquée par l’interaction de sa circulation avec la zone barocline pré-existante. L’advection d’air froid et sec depuis le nord (numérotée 1) inhibe la convection profonde (numérotée 2), d’abord à l’ouest à l’étape 1, puis au sud du cyclone aux étapes 2 et 3. A l’opposé, l’advection d’air tropical chaud et humide (numérotée 3) maintient la convection profonde à l’est du cyclone aux étapes 1 et 2. Elle force ensuite des ascendances de grande échelle sur des surfaces isentropes inclinées, ou convection oblique (numérotées 4), associées à la zone barocline à l’entrée d’un courant-jet aux étapes 2 et 3. Le cyclone perd ainsi ses caractéristiques tropicales pour se transformer en structure frontale. Les caractéristiques des transitions extra-tropicales sur le Pacifique Nord-Ouest du modèle de Klein et al. (2000) se retrouvent dans d’autres bassins océaniques. Un autre modèle conceptuel basé sur une climatologie du Pacifique Sud-Ouest présente des caractéristiques similaires (Sinclair, 2002). Le développement d’un front chaud sur le flanc est du cyclone, couplé à l’entrée d’un courant-jet, y force également des ascendances de grande échelle. En Atlantique Nord, la transition extra-tropicale de l’ouragan Floyd (1999) (Atallah and Bosart, 2003) a aussi montré une bonne correspondance avec le modèle conceptuel de la phase de transformation de Klein et al. (2000). De fortes précipitations frontales sur la gauche de la trajectoire de l’ouragan, forcées par un thalweg en amont, ont engendré des inondations lors de l’accostage de l’ouragan en Amérique du Nord. Ces précipitations, mal prévues, ont gonflé une dorsale et renforcé un courant-jet en aval, qui à son tour a favorisé les précipitations. Toutes les transitions extra-tropicales ne correspondent pourtant pas au modèle conceptuel de Klein et al. (2000). C’est le cas par exemple des ouragans Félix et Iris en 1995 en Atlantique Nord, qui ont été comparés par Thorncroft and Jones (2000). Iris a conservé son cœur chaud grâce à des flux de surface importants et elle s’est fortement inclinée dans un environnement de fort cisaillement vertical. Au contraire, Félix a perdu son cœur chaud sur un océan plus froid et il est resté droit dans un environnement de faible cisaillement vertical. Finalement, les deux ouragans ont interagi avec un thalweg d’altitude. Celui-ci a déferlé de manière cyclonique dans le cas d’Iris alors qu’il a déferlé de manière plutôt anticyclonique dans le cas de Félix. Ces différences ont amené Iris à se réintensifier et Félix à se dissiper en phase extra-tropicale. Un modèle conceptuel de ces différences a été proposée par McTaggart-Cowan et al. (2003), qui ont comparé les ouragans Danielle et Earl (1998). Ces ouragans se sont succédés dans leur transition extra-tropicale en Atlantique Nord, avec une réintensification simultanée. Une distinction importante a été établie entre le mode barocline d’Earl, caractérisé par des fronts marqués à l’est et l’ouest du cyclone, et le mode tropical de Danielle, caractérisé par l’advection d’air chaud et humide jusqu’au nord du cyclone. La distinction entre les deux modes a été attribuée à la position en sortie gauche d’un courant-jet en mode tropical et en entrée droite d’un courant-jet en mode barocline (Figure 1.3). Le modèle conceptuel .FIG. 1.2: Modèle conceptuel de la phase de transformation d’une transition extra-tropicale sur le Pacifique Nord-Ouest, tiré de Klein et al. (2000). Évolution en 3 étapes en (a) imagerie infrarouge géostationnaire, (b) vue plan et (c) vue 3D. Zones numérotées : (1) flot environnemental d’air froid et sec vers l’équateur ; (2) convection du cyclone tropical affaiblie par une incursion sèche dans le quadrant ouest à l’étape 1, qui s’étend au quadrant sud aux étapes 2 et 3 ; (3) flot environnemental d’air chaud et humide vers le pôle, intégré à la circulation du cyclone tropical, qui maintient la convection dans le quadrant est et produit une distribution asymétrique de nuages et de précipitations aux étapes 1 et 2 ; les étapes 2 et 3 comprennent aussi l’ascendance d’un jet de sud sur des surfaces isentropes inclinées ; (4) ascendance du flot environnemental chaud et humide sur des surfaces isentropes inclinées associées à la zone barocline (ligne pointillée au centre et en bas de la figure) ; (5) ascendance (entrecoupée de subsidence adiabatique sèche) produisant des bandes nuageuses, qui s’enroulent autour du centre du cyclone vers l’ouest et l’équateur ; la subsidence adiabatique sèche a lieu suffisamment près du centre de la circulation pour produire l’érosion de la convection de l’œil à l’étape 3 ; (6) protection de cirrus avec une frontière bien définie à sa confluence avec le jet polaire. 10 L FIG. 1.3: Représentation linéaire d’un courant-jet pour la distinction entre le mode barocline et le mode tropical d’une transition extra-tropicale, tirée de McTaggart-Cowan et al. (2003). Les traits continus indiquent les isocontours de géopotentiel en haute troposphère avec le gradient correspondant ∇φ. Les traits discontinus indiquent les isothermes en basse troposphère avec le gradient correspondant ∇T. Les flèches épaisses représentent la circulation secondaire en basse troposphère alors que les zones grises représentent des régions d’advection froide (à gauche) et chaude (à droite). Deux cyclones L sont placées en entrée droite (en bas à gauche) et en sortie gauche du courant-jet (en haut à droite), correspondent respectivement à un mode barocline et à un mode tropical. de Klein et al. (2000) décrit alors le mode barocline. Avec cette distinction, la transition extra-tropicale des ouragans Félix et Iris comparée par Thorncroft and Jones (2000) correspond respectivement à un mode barocline et à un mode tropical.

Interaction avec un thalweg d’altitude 

Les études de cas précédentes montrent la diversité des scénarios de transition extra-tropicale. Leur classification est rendue difficile par la multitude de phénomènes impliqués dans l’interaction entre un cyclone tropical et son nouvel environnement barocline. Ces études de cas mettent cependant en avant la présence récurrente d’un thalweg d’altitude lors de la transition extra-tropicale. L’interaction avec un thalweg d’altitude a d’abord été discutée pendant la phase mature d’un cyclone tropical. Son influence sur l’intensité du cyclone est ambiguë. D’un côté, le thalweg d’altitude inhibe la convection du cyclone par l’accroissement du cisaillement vertical. D’un autre côté, il peut favoriser la convection du cyclone par l’augmentation de la divergence d’altitude et accélérer la circulation du cyclone par l’apport direct de moment cinétique. Le cas de l’ouragan Opal (1995) sur le Golfe du Mexique illustre la complexité de l’influence du thalweg d’altitude sur l’intensité du cyclone. Bien que l’intensification rapide d’Opal ait souvent été étudiée, le rôle du thalweg d’altitude y reste controversé (voir une revue dans Shapiro and Moller, 2003). L’impact favorable d’un thalweg d’altitude a par contre été montré sur la majorité des cas de cyclones tropicaux d’une étude composite (Hanley et al., 2001). Ceux-ci ont été choisis en phase mature sur l’océan à plus de 26◦C pour isoler l’impact du thalweg d’altitude d’autres facteurs environnementaux. Dans 78% des cas de superposition et 61% des cas d’interaction distante, la présence d’un thalweg d’altitude a été favorable à la réintensification du cyclone. Dans les cas de superposition favorable, le cyclone a résisté à l’augmentation du cisaillement vertical par une rétroaction diabatique qui a érodé le thalweg d’altitude. Dans les cas d’interaction à distance favorable, le couplage du cyclone avec le courant-jet en aval a permis sa réintensification. Les cas défavorables ont été expliqués par un cisaillement vertical trop important. Ces mécanismes de résistance du cyclone à l’augmentation du cisaillement vertical se retrouvent logiquement à la fin de sa phase mature et conditionnent sa capacité à accomplir ensuite sa transition extra-tropicale. Il a ainsi été observé que le flux de masse vertical de 6 ouragans en Atlantique Nord a augmenté proportionnellement au cisaillement vertical tant que ce dernier n’excédait pas un seuil critique (Davis et al., 2008b). Pendant la phase de transition extra-tropicale, l’influence positive du thalweg est communément acceptée sur l’intensité d’un cyclone. Elle a été relevée par une comparaison de la transition extra-tropicale des typhons David et Opal (1997) sur le Pacifique Nord-Ouest (Harr and Elsberry, 2000; Harr et al., 2000). Les deux typhons ont bénéficié de l’advection positive de tourbillon en haute troposphère par un thalweg en amont. La superposition de cette advection positive de tourbillon avec une frontogenèse chaude à l’est de David a permis la réintensification du typhon. La présence d’un centre dépressionnaire dominant en aval d’Opal a par contre restreint son interaction avec le thalweg en amont et ainsi provoqué la dissipation du typhon. Cette différence essentielle entre David et Opal a été retrouvée dans des composites de transitions extra-tropicales sur le Pacifique Nord-Ouest (Harr et al., 2000). Dans une circulation dominée par un thalweg en amont, appelée schéma de nord-ouest, le typhon a une trajectoire plus méridienne et se réintensifie. Dans une circulation dominée par un centre dépressionnaire en aval, appelée schéma de nord-est, le typhon a une trajectoire plus zonale et se dissipe. Le cas de David correspond alors à un schéma de nord-ouest alors que celui d’Opal correspond à un schéma de nord-est. Le rôle du thalweg d’altitude pendant la transition extra-tropicale a été expliqué en faisant le parallèle entre réintensification du cyclone et cyclogenèse de type B (Klein et al., 2002). La cyclogenèse de type B se produit par la mise en phase d’anomalies de tourbillon en altitude et dans les basses couches. Dans le contexte de la transition extra-tropicale, la réintensification du cyclone dépend de la superposition d’advection chaude en basse troposphère, d’advection positive de tourbillon en moyenne troposphère et de divergence en haute troposphère. Elle est rendue possible par une bonne synchronisation entre la dynamique et la thermodynamique du cyclone et celles de son environnement barocline. En particulier, le couplage de la circulation de sortie du cyclone avec l’entrée droite d’un courant-jet en aval favorise la réintensification. Ce couplage favorable avec un courant-jet correspond aux modèles conceptuels de la transition extra-tropicale de Klein et al. (2000) et Sinclair (2002) ainsi qu’aux composites d’interaction distante de Hanley et al. (2001) en phase tropicale. Il a été illustré par le typhon David (Harr and Elsberry, 2000; Harr et al., 2000) et l’ouragan Floyd  (Atallah and Bosart, 2003). Ces mêmes critères de cyclogenèse de type B ont permis de discriminer des simulations idéalisées où la position initiale du cyclone tropical a été modifiée par rapport à celle d’un thalweg d’altitude (Ritchie and Elsberry, 2007). Le cyclone ne s’est réintensifié que s’il s’est correctement synchronisé avec le thalweg d’altitude, ce qui s’est produit pour un cyclone initialement proche du courant-jet. Le cyclone s’est sinon dissipé après sa phase de transformation. La synchronisation a été quantifiée par les critères de cyclogenèse de type B dans le quadrant nord-ouest du cyclone. Cette zone correspond aux précipitations sur le front chaud du cyclone, favorisées par la circulation agéostrophique de l’entrée.