UNIVERSITE D’ANTANANARIVO
ECOLE SUPERIEURE POLYTECHNIQUE
DEPARTEMENT : METEOROLOGIE
Mémoire de fin d’étude en vue de l’obtention du Diplôme d’Ingénieur
« CONTRIBUTION A L’ETUDE DE LA TRAJECTOIRE DU CYCLONE FELLENG FROLANT LA COTE-EST DE MADAGASCAR AVEC LE MODELE WRF »
Présenté par : RANJAKANIAINA Avimila Soutenu le : 05 Décembre 2014 Promotion : 2013 UNIVERSITE D’ANTANANARIVO
ECOLE SUPERIEURE POLYTECHNIQUE
DEPARTEMENT : METEOROLOGIE
Mémoire de fin d’études en vue de l’obtention du Diplôme d’Ingénieur
« CONTRIBUTION A L’ETUDE DE LA TRAJECTOIRE DU CYCLONE FELLENG FROLANT LA COTE-EST DE MADAGASCAR AVEC LE MODELE WRF »
Présenté par : RANJAKANIAINA Avimila Soutenu le : 05 Décembre 2014 Membres du jury Président : Monsieur RANDRIANASOLO Léon Enseignant Chercheur à l’Université d’Antananarivo Examinateurs : Monsieur RAKOTOVAZAHA Olivier Chef de Département de la Météorologie Monsieur RAZAFINDRAKOTO Benjamin Chef de la Service Agrométéorologie à la DMA Monsieur RAKOTOARINOSY Andrianiaina Tahina Enseignant à l’Ecole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo Rapporteur : Monsieur RABEFITIA Zoaharimalala Directeur de la Météorologie Appliquée
Promotion : 2013
REMERCIEMENTS
Tout d’abord, je tiens à remercier le SEIGNEUR DIEU tout puissant de m’avoir donné la vie, la santé et la force pour faire ce présent mémoire et d’être ici en ce moment même. J’exprime aussi ma profonde gratitude à : Monsieur ANDRIANARY Philippe, Directeur de l’Ecole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo pour sa noble conviction pour tous les étudiants qui suivent cette formation dans de bonne voie; Monsieur RABEFITIA Zoaharimalala, Directeur de la Météorologie Appliquée, rapporteur de ce mémoire et qui m’encadre malgré ses grandes responsabilités, si consacré pour bien mener ses encadrements et ses précieux conseils ; Tous les membres de jury : Monsieur RANDRIANASOLO Léon, Maître de Conférence, Enseignant Chercheur à l’Ecole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo et qui me fait l’honneur de sa présence en tant que président de jury de cette soutenance malgré ses lourdes responsabilités; Monsieur RAKOTOVAZAHA Olivier, Maître de Conférence à l’Université d’Antananarivo et Chef de Département de la Météorologie à l’Ecole supérieure Polytechnique d’Antananarivo ; Monsieur RAZAFINDRAKOTO Benjamin, Chef de la Division Agrométéorologie à la Direction de la Météorologie Appliquée ; Monsieur RAKOTOARINOSY Andrianiaina Tahina, Enseignant à l’Ecole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo. Pour leur disponibilité et leur humilité à accepter de participer à cette soutenance malgré leur très haute responsabilité ; Tous les Enseignants de l’ESPA durant ces années d’études qui nous ont livré toutes leurs savoirs indispensables à notre formation ; Mes parents, qui m’ont aidé moralement, physiquement et financièrement en vue de bien poursuivre mon étude jusqu’à présent ; Mes frères, sœurs et amis qui m’ont supporté toute au long de ces années d’études à l’ESPA
Merci !
Sommaire Promotion2013
SOMMAIRE
REMERCIEMENTS ...... A
SOMMAIRE ...... i
Liste des tableaux ...... ii
Liste des photos ...... ii
Liste des figures ...... iii
Liste des abréviations ...... v
NOTATIONS ...... vi
INTRODUCTION ...... 1
PARTIE I: LES CYCLONES TROPICAUX ...... 2
CHAPITRE I: GENERALITES SUR LES CYCLONES ...... 2
CHAPITRE II: BASSINS CYCLONIQUES ...... 11 CHAPITRE III: GENERALITE SUR LES ACTIVITES CYCLONIQUES DANS LE SUD-OUEST DE L’OCEAN INDIEN ...... 14
PARTIE II: METHODOLOGIE ...... 29
CHAPITRE I: LE MODELE NUMERIQUE(WRF) ...... 29
CHAPITRE II: MISE EN ŒUVRE DU MODELE WRF (ARW) ...... 42
CHAPITRE III: CONFIGURATION DU MODELE WRF-ARW ...... 49
PARTIE III: RESULTATS ET INTERPRETATIONS ...... 40
CHAPITRE I: DESCRIPTION DU CYCLONE FELLENG ...... 53
CHAPITRE II: RESULTATS ET INTERPRETATIONS ...... 59
CONCLUSION ...... 86
REFERENCES BIBLIOGRAPHIE et WEBOGRAPHIE : ...... a
Météorologie i
Liste des tableaux, photos, figures Promotion2013
Liste des tableaux
Tableau 1 : Zones de développement comparées des cyclones tropicaux ...... 15 Tableau 2 : Activité cyclonique dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien (2000/2013) ...... 15 Tableau 3 : Variabilité de l’activité cyclonique dans le Sud-Ouest de l’OI ...... 16 Tableau 4 : Les différents stades atteints par le cyclone FELLENG ...... 54 Tableau 5 : Valeurs maximales atteintes par FELLENG le 30 Janvier 2013 à 09 UTC ...... 55 Tableau 6 : Les impacts sur les îles avoisinantes de Madagascar ...... 56
Liste des photos
Photo 1 : Image Satellitaire du Cyclone FELLENG le 30/01/2013 à 06h30 TU ...... 54 Photo 2: Image d’évolution du cyclone Felleng ...... 55 Photo 4 : Image du cyclone Felleng ...... 57 Photo 5 : Image de la Trajectoire du cyclone FELLENG ...... 58 Photo 6 : Tracer de la trajectoire de la simulation ...... 85
Météorologie ii
Liste des tableaux, photos, figures Promotion2013
Liste des figures
Figure 1: Etape de formation d’un cyclone ...... 3 Figure 2: Force de Coriolis ...... 4 Figure 3 : Schéma simplifié de circulation dans un cyclone de l’HS ...... 5 Figure 4 : Représentation de la ZCIT ...... 6 Figure 5 : Structure d’un cyclone ...... 8 Figure 6 : Différentes nominations du cyclone dans le monde ...... 11 Figure 7 : Carte représentant les 7 bassins cycloniques d’après l’OMM ...... 12 Figure 9 : Histogramme saisonnier de l’activité cyclonique (tempêtes et cyclones tropicaux) dans le bassin Sud- Ouest de l’OI (2000/2013) ...... 16 Figure 10 : Différentes types de trajectoires (J.LEBORGNE, 1997) ...... 17 Figure 11 : Trajectoires types des cyclones tropicaux de Madagascar (2011/2012)...... 19 Figure 12 : Trajectoire et vitesse usuelle des cyclones tropicaux ...... 26 Figure 13 : Schéma représentant l’effet Beta sur un cyclone situé dans l’H.N (en haut), dans l’H.S(en bas)...... 27 Figure 14 : Schéma représentant l’évolution temporelle de tourbillon relatif centré sur un cyclone, en absence de flux directeur ...... 28 Figure 15 : Composants de système de WRF ...... 30 Figure 16: Coordonnées verticales du noyau ARW ...... 31 Figure 17: Différentes projections de carte ...... 34 Figure 18: Grille d'Arakawa ...... 37 Figure 19: Les composantes et les diverses données entrant dans le programme WPS ...... 39 Figure 20 : Organigramme du WRF ...... 42 Figure 21: Etapes du WPS ...... 43 Figure 22 : configuration d’emboîtement autorisées et non ...... 47 Figure 23 : Etape de la simulation du modèle ...... 49 Figure 24 : Présentation des domaines de simulation ...... 50 Figure 25 : Architecture du WPS ...... 51 Figure 26: Architecture du model WRF-ARW ...... 52 Figure 27 : Vent à 500 [hpa] le 28/01/13 à 06 TU ...... 60 Figure 28 : Vent à 500 [hpa] le 29/01/13 à 06 TU ...... 60 Figure 29 : Vent à 500 [hpa] le 30/01/13 à 06 TU ...... 61 Figure 30 : Vent à 500 [hpa] le 31/01/13 à 06 TU ...... 61 Figure 31 : Vent à 500 [hpa] le 01/02/13 à 06 TU ...... 62
Météorologie iii
Liste des tableaux, photos, figures Promotion2013
Figure 32 : Vent à 500 [hpa] le 02/02/13 à 06 TU ...... 62 Figure 33 : Vent à 500 [hpa] le 03/02/13 à 06 TU ...... 63 Figure 34 : Vent à 500 [hpa] le 03/02/13 à12 TU ...... 63 Figure 43 : Pression au niveau de la mer le 28/01/13 à 18 TU ...... 66 Figure 44 : Pression au niveau de la mer le 29/01/13 à 00 TU ...... 67 Figure 45 : Pression au niveau de la mer le 30/01/13 à 06 TU ...... 68 Figure 46 : Pression au niveau de la mer le 31/01/13 à 06 TU ...... 69 Figure 47 : Pression au niveau de la mer le 01/02/13 à 06 TU ...... 70 Figure 48 : Pression au niveau de la mer le 02/02/13 à 06 TU ...... 71 Figure 49 : Pression au de la mer le 03/02/13 à 06 TU...... 72 Figure 50 : Précipitation le 28/01/13 à 00 TU ...... 73 Figure 51 : Précipitation le 29/01/13 à 06 TU ...... 74 Figure 52 : Précipitation le 30/01/13 à 18 TU ...... 74 Figure 53 : Précipitation le 31/01/13 à 18 TU ...... 75 Figure 54 : Précipitation le 01/02/13 à 18 TU ...... 75 Figure 55 : Précipitation le 02/02/13 à 18 TU ...... 76 Figure 56 : Précipitation le 03/02/13 à 12 TU ...... 76 Figure 57 : SST le 28/01/13 à 14 TU ...... 77 Figure 58 : SST le 29/01/13 à 14 TU ...... 78 Figure 59 : SST le 30/01/13 à 14 TU ...... 78 Figure 60 : SST le 31/01/13 à 14 TU ...... 79 Figure 61 : SST le 01/02/13 à 14 TU ...... 79 Figure 62 : SST le 02/02/13 à 14 TU ...... 80 Figure 63 : SST le 03/02/13 à 14 TU ...... 80 Figure 64 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 28/01/13 à 06 TU ...... 81 Figure 65 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 29/01/13 à 18 TU ...... 82 Figure 66 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 30/01/13 à 18 TU ...... 82 Figure 67 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 31/01/13 à 18 ...... 83 Figure 68 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 01/02/13 à 18 TU ...... 83 Figure 69 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 02/02/13 à 18 TU ...... 84 Figure 70 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 03/02/13 à 10 TU ...... 84
Météorologie iv
Liste des abréviations et notations Promotion2013
Liste des abréviations ABREVIATIONS GNU : Projet de développement de logiciel libre NCEP : National Centers for Environmental Prediction NOAA : National Oceanic and Atmospheric Administration OMM : Organisation Météorologique Mondiale OS : Operating System ou Système d’exploitation SST : Sea Surface Temperature (Température de la surface de la mer) WRF : Weather Research Forecast ARW : Advanced Research WRF DGM : Direction Générale de la Météorologie NWP : Numerical Weather Prediction NCAR : National Center Atmospheric Research NCEP : National Center for Environnement Prediction MMM : Mesoscale and Microscale Meteorology NRL : Naval Research Laboratory WPS : WRF Processing System NMM : Nonhydrostatic Mesoscale Model GrADS : Gridded And Display System NetCDF : Network Common Data Form RIP : Read Interpolate Plot NCL : NCAR Command Language GRIB : GRIdded Binary VAPOR : Visualisation Analysis Plateform for Ocean atmospher solaR IDV : Integrated Data Viewer Ta : Température annuelle FNL : NCEP Final Analysis ZCIT : Zone de Convergence Inter Tropical BSOOI : Bassin Sud-Ouest de l’Océan Indien
Météorologie v
Liste des abréviations et notations Promotion2013
NOTATIONS [°] : Degré [‘] : Minute [°C] : Degré Celsius [cm] : Centimètre [m/s] : Mètre par seconde [kt] : Nœud NNE : Nord Nord Est SSO : Sud Sud-Ouest [%] : Pourcentage S : Sud [mb] : millibar [w/m2] : Watt par mètre carré [Hpa] : Hectopascal [kW/h] : Kilowatt par heure E : Est N : Nord [Km] : Kilomètre [m] : Mètre [mm] : Millimètre N : Nord G : Poids propre d’un élément S : Sud W : Ouest cv : Capacité calorifique à volume constant cp : Capacité calorifique à pression constante [Km/h] : Kilomètre par heure P : Pression atmosphérique P’ : Pression de perturbation
Météorologie vi
Liste des abréviations et notations Promotion2013
Po : Pression de référence
Ps : Pression de surface
Ɵo : Différence angulaire entre l’axe des y de la grille et de la vrai Nord T : Température en degré Kelvin U : Composante zonal du vent V : Composante méridionale du vent W : Composante vertical du vent [W/m2] : Watt par mètre carrée
Météorologie vii
Introduction Promotion2013
INTRODUCTION
ous sommes tous intéressés par le temps et les prévisions météorologiques. À défaut d’avoir pu les consulter à la télévision ou dans la presse N quotidienne, ou les écouter à la radio, nous interrogeons notre famille ou nos amis le matin: «Quel temps va-t-il faire aujourd’hui?» Ce type d’information peut aussi être utilisé pour assurer la salubrité de notre environnement naturel dans notre intérêt et dans celui des générations futures. Aucune communauté n’échappe aux catastrophes naturelles, mais certaines y sont indéniablement plus vulnérables que d’autres. Les météorologues peuvent aider ces dernières en leur communiquant des prévisions et des avis, non seulement avant et pendant une situation critique, mais aussi après, lorsque des conditions météorologiques difficiles s’ensuivent [1]. Madagascar est localisé dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien, entre les latitudes 11°57’S à 25°35’S et les longitudes 43°14’E à 50°27’E. Il est alors concerné par ces catastrophes naturelles, comme le cyclone par exemple [2]. Comme la côte Est de Madagascar est très exposée aux cyclones qui se forment dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien. Aussi, il n’y a pas encore eu d’étude de trajectoire des cyclones s’y intéressent, simulés avec le modèle WRF. Cela mène à ce présent Mémoire intitulé: « CONTRIBUTION A L’ETUDE DE LA TRAJECTOIRE DU CYCLONE FELLENG FROLANT LA COTE-EST DE MADAGASCAR AVEC LE MODELE WRF » Ainsi le présent Mémoire sera donc divisé en trois grandes parties:
La première partie nous présenterons «LES CYCLONES TROPICAUX »dans le cas général;
La seconde parlera de la «METHODOLOGIE » que nous utiliserons pour l’étude;
Et la dernière partie sera consacrée par les «RESULTATS ET INTERPRETATIONS ».
Météorologie 1
PARTIE I: LES CYCLONES TROPICAUX
Le cyclone Promotion2013
CHAPITRE I: GENERALITES SUR LES CYCLONES
I. Définition Les phénomènes tourbillonnaires se présentent sous diverses dénominations et comportent des définitions suivant les régions du globe où se produit ce type d’activité météorologique ; aussi l’OMM (Organisation Météorologie Mondiale) a-t-elle décidé, par souci de compréhension, de rassembler toutes ces appellations sous le terme générique de « perturbation d’échelle synoptique non accompagnée d’un système frontal, prenant naissance au-dessus des eaux tropicales ou subtropicales et présentant une activité convective organisée et une circulation dépressionnaire dite cyclonique plus intense en surface qu’en altitude « ( Vocabulaire météorologique international, 1992).[3]
II. Naissance du cyclone Les cyclones tropicaux sont généralement issus d’une zone perturbée préexistante au sein d’une masse d’air humide et instable (amas nuageux peu organisés, ligne de grains ou onde tropicale).
1. Conditions nécessaires à la cyclogenèse Plusieurs conditions doivent être remplies pour qu’un cyclone tropical se forme. En général, on considère qu’un cyclone tropical s’est formé si le système possède des vents soutenus supérieurs ou égaux à 17 [m/s] (34[kt]). Pour que la cyclogenèse s’opère, il faut que certains paramètres soient simultanément présents : a) Température de la mer élevée Une température des eaux de surface supérieure à 26 [°C] sur une profondeur d’eau moins 50 – 60 [m] : cette source de chaleur (latente et sensible) alimente le cyclone, sous forme de vapeur d’eau et d’énergie. Il est important de noter que plus la température de la mer est élevée, plus la température potentielle équivalente est forte dans les basses couches de l’atmosphère et, par voie de conséquence, l’instabilité conditionnelle est importante. Un gradient horizontal de température est observé dans les zones à forte température. Ainsi une particule d’air en surface allant de la périphérie des cyclones vers le centre, va remplacer la chaleur perdue par l’expansion adiabatique par de la chaleur gagnée sur la surface océanique. La parcelle atteindra le mur de l’œil avec plus de flottabilité que l’air entourant le cyclone. Si une parcelle d’air subit une baisse de pression de 60 [hpa] le long de sa trajectoire vers le centre, elle doit se refroidir adiabatiquement de 5 [°C], mais il a été observé qu’elle maintient sa température. La raison est que l’océan réchauffe la parcelle. [3]
Météorologie 2
Le cyclone Promotion2013
b) Forte humidité relative en moyenne troposphère Un taux d’humidité relative élevée (surtout entre 4 et 8 [km] d’altitude au sein de la moyenne troposphère) : cette humidité permet d’alimenter les précipitations, de libérer la chaleur latente et de limiter le refroidissement qui accompagnerait l’évaporation des nuages et des précipitations. [3] c) Faible cisaillement vertical du vent On note un faible cisaillement vertical du vent horizontal dans toute la troposphère, c’est-à-dire des vents organisés, de force et de direction continues : cette homogénéité des vents empêche la déformation voire la dislocation du mouvement tourbillonnaire naissant et permet à la partie active de la perturbation de rester concentrée sans dispersion d’énergie. Ce faible cisaillement vertical du vent va permettre aussi à la chaleur dégagée par condensation de se concentrer sur une colonne verticale et augmentant ainsi la baisse de la pression en surface. [3] d) Existence d’une perturbation préexistante Une instabilité thermique sur une grande épaisseur (dans les couches basses et moyennes : un fort gradient thermique vertical rend possible le développement des cumulonimbus (l’air instable favorise le déclenchement de puissantes ascendances depuis le sol. On observe que les perturbations tropicales ne se développent que dans les régions où le tourbillon est positif dans les basses couches. Plus le rotationnel est élevé, plus le potentiel de développement est important. [3]
Figure 1: Etape de formation d’un cyclone Source: file:///G:/New%20Folder%20(3)/fn2.html
Météorologie 3
Le cyclone Promotion2013
e) Force de Coriolis suffisante La force de Coriolis, ou plutôt être à plus 6° ou 7° de latitude nord ou sud, afin que cette force puisse s’opposer à la force de pression et imprimer aux courants d’air un mouvement de rotation (formation d’un vortex). Les thalwegs de mousson situés le long de la zone de convergence intertropicale (ZCIT) sont généralement les plus aptes à remplir ces conditions. Dans un phénomène tel que le cyclone, la force de Coriolis engendre une rotation spécifique : cette force est due à la rotation de la Terre. Un corps se déplaçant à la surface de la Terre en rotation est dévié vers la droite de sa trajectoire dans l’hémisphère nord et vers la gauche dans l’hémisphère sud. Cette force est minimale à l’équateur et maximale aux pôles. La rotation d’un cyclone dans l’hémisphère nord fera donc dans le sens direct (sens inverse des aiguilles d’une montre) et dans le sens indirect dans l’hémisphère sud (sens des aiguilles d’une montre). Cette force influence aussi directement la trajectoire qui aura tendance à remonter dans l’hémisphère nord et se diriger vers le sud dans l’hémisphère sud (voir la photo ci- dessous). [3]
Figure 2: Force de Coriolis
f) Divergence en haute troposphère Au niveau de la surface, lors de son mouvement de rotation, l’air est en entraîné vers le centre B de la dépression (convergence) où il s’accumule. N’ayant pas la possibilité de s’évacuer par le bas ni par les côtés, il ne peut que s’élever. L’air gagne la haute altitude en tournant dans le sens cyclonique autour de la zone centrale au sein du mur de nuages qui entoure l’œil. Parvenu à une certaine altitude le sens de rotation s’inverse et devient anticyclonique, permettant à l’air de s’étaler vers l’extérieur du système dans un mouvement divergent. Ce mouvement crée en altitude un déficit d’air. Ces deux processus (convergence de basses couches et divergence d’altitude) conjuguent leurs effets pour favoriser l’ascendance de l’air entre la basse et la haute troposphère. Si, comme cela est souvent le cas, l’air est humide, son ascendance provoque la
Météorologie 4
Le cyclone Promotion2013
condensation de sa vapeur d’eau et donc la formation de nuages. A une échelle plus réduite, cela pourrait être comparé à ce qui se passe dans une cheminée. Qui plus est, en se condensant, la vapeur d’eau libère de la chaleur, chaleur indispensable à la future dépression pour se développer. La figure ci-dessous est une représentation schématique simplifiée dans l’Hémisphère Sud du mouvement de l’air dans une perturbation tropicale tourbillonnaire comme le cyclone. [19]
Figure 3 : Schéma simplifié de circulation dans un cyclone de l’HS Source : Formation du cyclone tropical.html
III. Conditions synoptiques favorables La majeure partie des dépressions tropicales se forme dans la ZCIT. Un renforcement du flux sur l’une des faces de la ZCIT augmente le tourbillon relatif de basses couches (cisaillement horizontal cyclonique) et donc le potentiel de développement (critère d/). Sur la face nord, l’accélération de la « mousson » peut être la conséquence d’une « descente froide » dans l’hémisphère d’hiver (qui provoque une hausse du champ de pression au niveau de l’équateur et donc un renforcement du gradient barométrique au nord de la ZCIT). Sur la face sud, le renforcement du flux correspond généralement à une poussée de l’alizé, consécutive à un renforcement des hausses pressions subtropicales. Chaque saison cyclonique en apporte quelques exemples nets. [3]
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Le cyclone Promotion2013
Figure 4 : Représentation de la ZCIT Source : http://www.cyclonextreme.com/cyclonedicocentresmeteos.htm C’est ainsi, les cyclones tropicaux se développent durant l’été de chacun des hémisphères, à savoir : De janvier à mars dans l’Hémisphère Sud ; De juillet à septembre dans l’Hémisphère Nord. Toutefois, certaines années où sévit El Nino notamment, la période cyclonique peut s’étendre d’octobre/novembre à avril/mai. Durant l’été, en effet, les conditions météorologiques sont les plus favorables et les océans tropicaux sont occupés par des eaux chaudes sur de grandes profondeurs. Ces conditions sont certes indispensables pour le développement d’une perturbation cyclonique, mais pas suffisantes. Il faut en outre que certaines critères soient remplis simultanément qui prennent en compte l’état de la masse d’air, son humidité, son instabilité, l’importance de la force de Coriolis, la circulation des vents en altitude, pour ne citer que ceux-là. [19]
1. Source d’énergie Il ne fait aucun doute que l’échauffement diabatique (libération de chaleur latente au sein des nuages, transfert de chaleur sensible à la surface de l’océan, échanges radiatifs) constitue la source d’énergie essentielle pour la cyclogenèse puis le maintien des perturbations tropicales. [3] a) Flux de chaleur Les quantités d’énergie libérées au sein des nuages sont phénoménales ; Les uns à deux gigatonnes de précipitations par heure qui tombent, en moyenne, dans un cyclone mature correspondent à une libération d’énergie, à travers le processus de condensation, de l’ordre de 700 à 1400 milliards de [kW/h].
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Le cyclone Promotion2013
La vapeur d’eau qui se condense, provient de l’évaporation à l’intérieur de la zone d’influence de la circulation secondaire (signalons, toutefois, que pour les systèmes dépressionnaires matures, la contribution de la zone située au-delà de 12 degrés de latitude du centre peut être négligée quand bien même la circulation radiale ne serait pas nulle à cette distance). Les taux d’évaporation augmentent au fur et à mesure que la perturbation se développe et que les vents se renforcent. Toutefois, il est intéressant de noter que ; bien que ces taux finissent par atteindre des valeurs très élevées dans la partie centrale, la majeur partie des précipitations qui se produisent dans un rayon de 200 [km] autour du centre résultent de la convergence de vapeur d’eau par le biais de la circulation radial. Cela montre bien la nécessité, pour que le système se développe et se maintienne, de température de la mer élevée sur un large domaine. Les flux de chaleur sensible à la surface de l’océan semblent, pour leur part, jouer un rôle beaucoup plus modeste dans l’énergétique des perturbations tropicales et il est peu probable qu’ils aient un rôle majeur dans la cyclogenèse. Ils paraissaient, en effet, d’un ordre de grandeur bien inférieur aux flux de chaleur latente (de l’ordre de 50 [w/m²] dans un cyclone, pour les seconds). [3] b) Processus radiatifs L’inclinaison de processus radiatifs dans les modèles de simulation numérique permet de produire des taux d’intensification plus rapides et conforme à ce que l’on observe dans la réalité, aux premiers stades du développement d’une perturbation tropicale. D’une manière générale les phénomènes radiatifs joueront d’une manière différente entre un amas de convection profonde et son environnement moins nuageux ; Il en résulte un « refroidissement » différencié dont on pense qu’il pourrait expliquer la variation diurne des précipitations, à l’intérieur des amas de convection profonde. Il semblerait que ces phénomènes radiatifs aient un rôle non négligeable dans le processus de cyclogenèse jusqu’au moment où le phénomène de libération de la chaleur latente dépasse le niveau simple d’un amas de convection profonde. [3]
2. Maturité du cyclone a) Circulation de l’air et forces en présence Les cyclones sont traversés par quatre flux d’air qui interagissent entre eux : le flux vertical ascendant joue un rôle essentiel puisqu’il alimente le cyclone en énergie ; cette énergie provient de la libération de chaleur latente d’évaporation (suite à la condensation de l’air chaud arrivé à saturation après son refroidissement et son humidification consécutive à son élévation) ; de plus, ce flux vertical règle le mouvement horizontal des basses couches et assure la liaison entre les deux flux horizontaux, l’un convergent (dans les basses couches), l’autre
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Le cyclone Promotion2013
divergent (dans les couches supérieures). Ces flux convergent, humidifié par l’évaporation des eaux océaniques, engendre un air saturé à basse altitude et alimente les nuages dans tout le cyclone. Trois forces influentes sur la trajectoire de ces deux flux horizontaux : la force de Coriolis et la force centrifuge dirigées du centre vers l’extérieur et la force de pression dirigée de l’extérieur vers le centre. La force de Coriolis, issue de la vitesse de rotation de la planète, imprime aux flux une déviation vers la droite dans l’hémisphère nord, l’inverse dans l’hémisphère sud ; de sa présence dépend l’apparition d’un cyclone embryonnaire ; au stade de maturité, c’est la force centrifuge qui s’oppose véritablement à la force de pression ; de ce fait, l’œil constitue la zone d’équilibre entre ses deux forces antagonistes, le « calme » de l’intérieur de l’œil coïncidant avec l’absence de ces forces. Le quatrième et dernier flux d’air est un flux subsidient de périphérie qui ramène dans la circulation des basses couches l’air issu du flux divergent d’altitude (voir la figure ci-dessous). 2 1 3
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Figure 5 : Structure d’un cyclone Source : file:///G:/New%20Folder%20(3)/cyclones.htm 1 : Vent divergent de haute altitude ; 2 : Air sec descendant dans l’œil ; 3 : Cirrus ;
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4 : Courants ascendants ; 5 : Vents convergents de basse altitude ; 6 : Cumulonimbus bandes de pluies en spirales ; 7 : Air chaud et humide tourbillonnant autour de l’œil. b) Les relations thermodynamiques En tant que machine thermodynamique, le cyclone tropical transforme de la chaleur (énergie thermique provenant de l’évaporation et de la condensation) en mouvement (énergie cinétique du vent). Grosso modo, tel est l’enseignement tiré du « cycle de Carnot ». Par ailleurs, ce cycle prévoit que l’intensité de cette transformation dépend de l’écart entre la source « chaude » (l’océan) et la source « froide » (la tropopause) : plus la différence est grande, plus la force des vents et les valeurs de dépression s’accroissent. De manière plus spécifique, l’opération de transformation se déroule ainsi : dans le flux ascendant, la chaleur latente de transforme en chaleur sensible, en énergie cinétique et en énergie géopotentielle ; au niveau de la tropopause, les particules d’air perdent de l’énergie par rayonnement vers l’espace et se réchauffent par compression lors de redescente vers la surface ; après un parcours sur mer, l’air est à nouveau humidifié et réchauffé avant de reprendre le chemin ascendant. [3]
3. Déclin du cyclone a) La propagation Les trajectoires ou ses modifications résultent de paramètres tant internes qu’externes, et ce sur des échelles différentes. Les facteurs extérieurs susceptibles de dévier le cours d’un cyclone sont multiples ; à grande échelle, on pense aux dépressions et thalwegs de mousson, aux anticyclones subtropicaux, aux vents d’Est équatoriaux, aux régimes d’alizés, à la force de Coriolis, à la proximité d’un autre cyclone ; à moyenne échelle, à la proximité d’amas convectifs et enfin, à échelle réduite, à la température de l’eau, de l’air, au relief … Quoi qu’il en soit, les cyclones suivent généralement un schéma de déplacement identique : une fois formés, ils se déplacent d’Est en Ouest, assez lentement(environ 20-25 [km/h]) et suivant une trajectoire quasi rectiligne (parfois erratique ou en boucle) ; lorsqu’ils atteignent les 30° – 35° de latitude, suivant la courbe des anticyclones subtropicaux, ils remontent vers le nord (dans l’hémisphère nord), puis se dirigent vers l’Est ; ils tendent à gagner les latitudes modérées en s’accélérant progressivement( jusqu’à 90 [km/h]). Enfin, ils se comblent et se dissipent sur les océans ou les continents des moyennes latitudes. [3] b) La dégénérescence La « mort » débute au moment où le cyclone consomme plus d’énergie cinétique que celle fournie par l’évaporation et la condensation ; sa pression centrale augmente, l’intensité des vents diminue et il se comble progressivement. Les facteurs inhibant sont : Météorologie 9
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Le passage sur des eaux à température plus basse (moins d’évaporation possible, donc moins d’énergie à disposition) ; L’advection d’air froid/polaire ; Un fort cisaillement vertical du vent ; Un passage sur une large étendue terrestre (suppression de la source de chaleur et d’humidité, effet de friction et effet du relief) ; Une trajectoire trop proche de l’Equateur ; Un environnement atmosphérique défavorable avec moins d’humidité disponible dans les couches moyennes ; L’affaiblissement de la divergence des flux en altitude près de la tropopause, d’où une diminution des ascendances d’air chaud et de la convergence d’air près du sol. Dans l’Atlantique nord, lors d’une transition extratropicale, certains cyclones voient leurs caractéristiques changées (vent, température et précipitations) au contact de la circulation d’ouest des latitudes moyennes et, par suite, s’abattent sur les côtes européennes sous forme de violentes tempêtes. [3]
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CHAPITRE II: BASSINS CYCLONIQUES
I. Généralités En 1950, les scientifiques remarquent que leur façon de nommer les cyclones ne facilite pas la communication avec le grand public. Ils attribuaient le nom avec l’année d’apparition suivi de lettre dans l’ordre alphabétique. En 1949, le premier cyclone de l’année se nommait 1949A. Chaque année, les noms des cyclones ont été attribués par ordre alphabétique en commençant par la lettre A. Il n’y a que 21 prénoms, puisque ceux commençant par Q, U, X, Y, Z ont été retirés de la liste. Ils ne figuraient pas dans la liste parce que peu de noms débutaient par ces lettres. Par la suite, on leur donna des noms de personnes. Ces listes ont été préparées tous les six ans. En 2005, le nombre de cyclones a dépassé 21. Ainsi, on a attribué des noms de lettres grecques (Epsilon et Zeta). Le phénomène cyclonique est connu sous divers noms dans le monde. Cela varie en fonction de l'endroit, d’où le nom d’ouragan en Atlantique Nord, les Caraïbes et le Pacifique Nord-est, typhon dans le Pacifique Nord-Ouest, ou plus simplement cyclone tropical dans l’Océan Indien, l’Australie ou le Pacifique Sud [5] [6] [7].
Figure 6 : Différentes nominations du cyclone dans le monde Source : www.cycloneXtreme.com
La plupart des océans tropicaux du globe sont affectés par des cyclones, typhons, tempêtes, ouragans ou dépressions tropicales. Chaque année, on dénombre environ 80 à 90
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systèmes de perturbations tourbillonnaires tropicales, dont en moyenne la moitié atteint le stade majeur de cyclone, typhon ou ouragan. Les systèmes cycloniques de l’hémisphère Nord sont deux fois plus nombreuses que ceux de l’hémisphère Sud [5].
1. Bassins cycloniques L'O.M.M (Organisation météorologique mondiale) a divisé le globe en 7 bassins cycloniques propices aux ouragans, typhons et cyclones.
A l’Hémisphère Nord, on trouve : le bassin Atlantique Nord (1), situé entre les longitudes 100 ° Ouest et 20° Ouest ; le bassin Pacifique Nord-est (2), situé entre les longitudes 180° Ouest et 100° Est ; le bassin Pacifique Nord-Ouest (3), situé entre les longitudes 100° Est et 180°Est ; le bassin Océan Indien Nord (4), situé entre les longitudes 45° Est et 100° Est.
A l’Hémisphère Sud, on distingue : le bassin Océan Indien Sud-Ouest (5), situé entre les longitudes 40° Est et 90° Est ; le bassin Océan Indien Sud-Est (6), situé entre les longitudes 90° Est et 135° Est ; le bassin Pacifique Sud (7), situé entre les longitudes 135 ° Est et 90° Ouest.
Figure 7 : Carte représentant les 7 bassins cycloniques d’après l’OMM Source: http://www.cyclonextreme.com/cyclonedicocentresmeteos.html
2. Classification dans l’Océan Indien Nous pouvons classifier les cyclones dans l’océan Indien comme suit : Dépression tropicale, si la vitesse du vent est entre 51 à 62 [km/h] ; Tempête tropicale modérée, si la vitesse du vent est entre 63 à 88 [km/h] ; Forte tempête tropicale, si la vitesse du vent est entre 89 à 117 [km/h] ; Météorologie 12
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Cyclone tropical, si la vitesse du vent est entre 118 à 165 [km/h] ; Cyclone tropical intense, si la vitesse du vent est entre 166 à 212 [km/h] ; Cyclone tropical très intense, si la vitesse du vent dépasse les 212 km/h. [5][6]
II. Présentation du bassin cyclonique du SUD-OUEST de l’Océan Indien Délimité dans sa partie Ouest par la côte-Est de l’Afrique, le Sud-Ouest de l’Océan Indien à une limite Est relativement arbitraire. Cette limite Est est fixée actuellement au méridien 90°E par le CMRS de la REUNION, tandis que, dans un certain nombre d’études (NEUMAN 1993), elle est prise à 100° de longitude Est. Pour les limites Nord et Sud, ce bassin est situé entre l’Equateur et le 40ème parallèle Sud. Le Sud-Ouest de L’Océan-Indien est séparé en deux sous-bassins cycloniques par la Grande Ile Malagasy qui s’étend du NNE au SSO entre 12° et 26° de latitude Sud et 44° et 55°5 de longitude Est : Le Canal de Mozambique, situé entre la côte-Est Africaine et Madagascar, et qui contient les Iles les plus remarquables en repère géographique tels les Comores (DZAOUDZI, 12°8 S/45°3 E), Juan de Nova (17°1 S/42°7 E) et Europa (22°3 S/40°3 E) ; L’Océan Indien, situé à l’Est de Madagascar avec les Iles Mascareignes : la Réunion (20°9 S/55°5 E), Maurice (20°4 S/57°7 E), l’Ile de Tromelin (15°9 S/54° E), Saint Brandon (16°5 S/59°6 E), Agalega (10°4 S/56°7 E), Diego-Garcia (07°3 S/72°5 E). Au Sud de Madagascar, on trouve les Iles de Saint-Paul par 38° S et Amsterdam par 37° S, beaucoup plus au Sud-Est les Crozet (47° S) et l’Archipel des Kerguelen (entre 48° et 50° S par 68° E).
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CHAPITRE III: GENERALITE SUR LES ACTIVITES CYCLONIQUES DANS LE SUD-OUEST DE L’OCEAN INDIEN
La saison cyclonique dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien s’étend du 1er Novembre au 30 Avril. Pendant cette saison on peut remarquer la présence de la ZCIT dans l’Hémisphère Sud. Cependant, le démarrage de la saison cyclonique peut, à l’occasion être très précoce et inversement, la fin anormalement tardive.
I. Zone de cyclogenèse et mode de cyclogenèse 15 % environ des perturbations de la région se forment sur le canal de Mozambique, entre Madagascar et côte-Est de l’Afrique. Le reste se développe sur l’Océan Indien avec deux zones de cyclogenèse privilégiées : le Sud-Ouest de l’Archipel des Chagos et la zone s’étendant du Nord-Est de Saint-Brandon au Nord de Madagascar. La très grande majorité de ces perturbations prennent naissance dans la ZCIT avec un maximum de cyclogenèse entre 10° S et 15° S sur l’Océan Indien et entre 15° S et 20° S sur le canal de Mozambique, en raison de la position très méridionale occupée par la ZCIT, en pleine saison, sur ce secteur. Ces parties de l’Océan Indien remplissent donc en été (et quelque fois en hiver) les conditions de cyclogenèse définies par : haute température des eaux, latitude suffisante, existence de masse d’air (équatoriales ou alizéennes) chaudes, humides, sans inversion de subsidence, fréquence de passage des thalwegs polaires dont la pointe septentrionale touche la ZCIT, quasi-permanence en été du chapelet de dépressions fermées de la zone des basses pressions intertropicales. [8]
1. Fréquences D’après une étude récente et complète de NEUMANN(1993), le nombre annuel moyen des tempêtes tropicales dans le bassin du Sud-Ouest de l’Océan Indien est de 10,4 (soit 12,5 % de la population globale) dont 4,4 en moyenne atteignent le stade de cyclone tropical. Le tableau 01 montre les zones de développement comparées des cyclones tropicaux. On remarque que le Sud-Ouest de l’Océan Indien tient le troisième rang à être affecté par les cyclones tropicaux.
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Tableau 1 : Zones de développement comparées des cyclones tropicaux
REGIONS POURCENTAGE [%]
Pacifique NORD-OUEST 31
Pacifique NORD-EST 19,5
SUD-OUEST de l’Océan Indien 12,5
Atlantique NORD 11,5
SUD-OUEST du Pacifique 11
SUD-EST de l’Océan Indien 8
NORD de l’Océan Indien 6,5
Source : d’après NEUMANN (1993) Voici un tableau qui montre l’activité cyclonique dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien depuis la saison 2000 jusqu’au 2013 :
Tableau 2 : Activité cyclonique dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien (2000/2013) DATE SAISON Jan Fév Mars Avril Mai Juin Juillet Août Sep Oct Nov Déc 2012/2013 3 3 1 1 1 1 1 2011/2012 5 3 2 1 2 2010/2011 1 1 1 2009/2010 1 2 2 1 3 1 2008/2009 3 2 1 1 1 1 1 2007/2008 3 4 3 2 3 2006/2007 2 5 3 1 2 3 2005/2006 1 2 2 1 1 2004/2005 5 2 3 2 2 1 2003/2004 3 2 3 1 1 1 1 2 2002/2003 3 5 2 1 1 2 2 2001/2002 3 2 2 1 1 1 1 2000/2001 3 1 1 TOTAL 35 33 25 9 5 1 0 0 2 2 16 18
D’après le tableau ci-dessus de l’activité cyclonique, les mois les plus actifs sont ceux de Janvier et Février qui regroupent grosso-modo la moitié de l’activité cyclonique. Suivent, Mars et Décembre avec, pour chacun d’eux, de l’ordre de 15 [%] de l’activité totale, mais des systèmes, en moyenne, plus intenses en Mars.
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SAISON(2001/2013) 40 35 30 25 20 15 10 5 0 Jan Fév Mars Avril Mai Juin Juillet Août Sep Oct Nov Déc
Nombre mensuel
Figure 8 : Histogramme saisonnier de l’activité cyclonique (tempêtes et cyclones tropicaux) dans le bassin Sud-Ouest de l’OI (2000/2013)
2. Variabilité interannuelle La climatologie du basin montre également une variabilité annuelle beaucoup plus importante de l’activité cyclonique par rapport à la stabilité à l’échelle globale (~80 perturbation par an). Cette variabilité est aussi bien en termes de nombre de perturbations baptisées que de nombre de jours d’activité cyclonique. Par exemple, trois tempêtes tropicales seulement ont été baptisées lors de la saison cyclonique 2012/2013 alors que 2008/2009, on a dénombré neuf tempêtes baptisées, soit un rapport de 1 à 3. [8]
Tableau 3 : Variabilité de l’activité cyclonique dans le Sud-Ouest de l’OI NATURE SAISON D DT TT TTM TTI FTT CT CTI CTTI 2012/2013 0 0 3 0 0 0 7 0 0 2011/2012 1 0 5 0 0 0 5 0 0 2010/2011 0 0 1 0 0 0 2 0 0 2009/2010 0 1 0 2 0 2 2 2 1 2008/2009 0 0 9 0 0 0 2 0 0 2007/2008 0 0 6 0 0 0 6 0 0 2006/2007 0 0 0 1 0 2 1 6 0 2005/2006 0 0 0 1 0 1 0 3 0 2004/2005 0 0 0 2 0 3 0 1 2 2003/2004 0 0 0 1 0 6 0 2 1 2002/2003 0 0 0 5 0 1 4 1 1 2001/2002 0 0 0 1 0 2 2 5 1 2000/2001 0 0 0 0 0 1 2 2 0
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3. Trajectoires En matière de trajectoire, chaque perturbation, est un cas particulier ou un cas d’espèce et peut avoir, bien sûr, un comportement très différent de la moyenne climatologique. [8] En effet, l’étude des 71 tracées dessinées de 1965 à 1971 avec l’aide des satellites, a permis de déterminer les 7 types suivants [10] : 1) Trajectoires paraboliques classiques à deux branches ; 2) Trajectoires de direction méridienne, à une seule branche, sans recourbement. Elles sont plus rares et qui seront notre sujet d’étude ultérieure ; 3) Les trajectoires à 3 branches, association des deux types précédents. Aux deux branches de la parabole s’ajoute un tronçon Nord-Sud ; 4) Les trajectoires en boucles ; 5) Les trajectoires à direction zonale Ouest-Est ; 6) Les trajectoires de direction zonale Est-Ouest ; 7) Les trajectoires complexes, qui associent les éléments des types précédents.
TYPE I TYPE II TYPE III
TYPE IV TYPE V - VI TYPE VII
Figure 9 : Différentes types de trajectoires (J.LEBORGNE, 1997)
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Malgré ces différents types, P.Y. LEMEE (1993), a pu observer les 4 familles des trajectoires suivantes Figure 11 selon la période.
Les trajectoires du début de saison ont le plus souvent un caractère zonal, les perturbations circulent d’Est en Ouest sur la face nord des hautes pressions subtropicales encore bien établies. En général, ils circulent aux basses latitudes, vers 10° Sud (J.LEBORGNE, 1977) ; En pleine saison, même si tous les cas de figures peuvent être observés, les recourbements prédominent et la menace s’accroît sensiblement pour les terres habitées de la zone (en particulier, Madagascar et les Mascareignes). Bon nombre de perturbations, après une première partie de trajectoire plutôt zonale, se dirigent vers ces Iles avant d’aller s’intégrer ou non, plus au Sud, dans la circulation perturbée d’Ouest ; En allant sur la fin de la saison, on observe encore une proportion importante de trajectoires à recourbement, de type plus ou moins parabolique, mais la menace diminue sensiblement pour les Mascareignes et Madagascar. En effet, le nombre plus important des couloirs dépressionnaires d’origine polaire et l’extension plus marquée vers les basses latitudes de ces derniers, offrent, statistiquement davantage de possibilités aux perturbations de plonger vers le Sud avant d’atteindre les îles ; En fin de saison, surtout si celle-ci se termine tardivement, on retrouve de nouveau des trajectoires plutôt zonales. Les cyclogenèses se produisent à des latitudes plus basses et les perturbations, dans leur évolution ultérieure, restent généralement prises dans le courant d’Est qui, à cette époque, est de nouveau bien établi au Sud de la ZCIT. [8]
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Figure 10 : Trajectoires types des cyclones tropicaux de Madagascar (2011/2012). Source : météo La Réunion
4. Vitesse de déplacement Une fois né le cyclone entreprend son déplacement à une vitesse très variable selon les individus et selon la phase de son développement. Cette vitesse et en moyenne de 5 à 10 nœuds dans la première partie du parcours. Elle diminue souvent au moment des changements de direction et il n’est pas rare que la dépression reste stationnaire, à ce moment, un jour ou deux. Dans les latitudes plus élevées, le déplacement est beaucoup plus rapide de 20 à 25 nœuds.
5. Intensité Concernant les intensités extrêmes que peuvent atteindre les cyclones tropicaux évoluent dans la zone, on notera que la pression la plus faible relevée jusqu’à présent dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien est de 997 [Hpa]. Elle a été mesurée par la station météorologique de FRANCE le 23 Novembre 2010, au centre du cyclone BONGANI, (rappelons que le record de toutes catégories des perturbations tropicales observées jusqu’à ce jour est celui du cyclone tropical TIP de Novembre 1979 , dans le Pacifique Nord-Ouest, qui a son intensité maximale présentait une masse nuageuse d’un diamètre de 2200 [km] et une pression centrale de 870 [Hpa], ce qui constitue la pression la plus basse jamais enregistrée au niveau de la mer). Cependant durant la saison 1993/1994, quatre « cyclones intenses » dont deux d’entre eux GERALDA et LITANNE, avaient eu des pressions centrales à leur maximum
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d’intensité et d’après DVORAK, très nettement inférieures à ce record régional respectivement 905 [Hpa] et 910 [Hpa] le 31 Janvier et 14 Mars 1994. Telles sont, la situation géographique et l’activité cyclonique du bassin du Sud-Ouest de l’Océan Indien. C’est dans le cadre ainsi esquissé que vont s’exercer les influences des grands centres d’actions atmosphériques sur les trajectoires des cyclones tropicaux. C’est aussi à partir de ces caractéristiques des trajectoires qu’on va examiner le cas des trajectoires méridiens (objet de notre étude), en analysant les situations issus de la circulation générale de cette région. [8]
II. Théorie générale sur le déplacement des cyclones tropicaux Les théories sur le déplacement des cyclones tropicaux font l’objet de plusieurs publications. Nous avons retenus celles de P.Y.LEMME (1993), H.GRAY(1981), J.LEBORGNE(1977) et G.DONQUE (1974). Pour étudier le déplacement d’un cyclone tropical, il faut repartir de l’équation d’évolution du tourbillon absolu écrite pour une atmosphère barotrope libre de forces de frottements : (1) d a (f ). divV dt r En développant le membre de gauche de l’équation (1), on obtient :
da drrdf f V.. grad r V grad f (2) dt dt dt t t f Comme le paramètre de Coriolis f ne dépend que de la latitude, le terme est t ff nul. Le terme d’advection V. grad f peut se décomposer en uv sachant que le xy premier terme est nul (f est constant sur un cercle de latitude) et que le second s’écrit f v() . y
Au final, le membre de gauche de l’équation (2) peut s’écrire comme la somme de trois termes :
da r V. grad r v (3) dt t En combinant l’équation (1) et (3), on obtient l’équation d’évolution eulérienne du tourbillon relatif r associé au cyclone :
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r V. grad v ( f ). divV t rr Les 3 termes du membre de droite de cette équation (4) permettent de prévoir le déplacement du vortex associé au cyclone tropical. [20] D’après Jean LEBORGNE, le mouvement est lié à deux séries de forces motrices des cyclones : forces internes et forces externes. Les forces intérieures sont dues au cyclone lui- même et les forces extérieures aux actions de l’environnement synoptique sur le cyclone.
1. Forces extérieures a) Effet de la température Parmi les forces extérieures au cyclone, certains placent d’abord les advections chaudes. La température de la surface de la mer est ainsi considérée par SASLER (1964) comme un élément qui s’exerce non seulement sur la dimension et l’intensité du cyclone, mais aussi sur la trajectoire qui suivrait les isothermes. Pour SIMPSON (1946) qui fait intervenir la température de l’air, le cyclone serait soumis à un « thermal steering » en relation avec le champ de température entre 1000 et 500 [hpa]. Dans cette couche se développeraient des langues d’air chaud le long desquelles les cyclones auraient tendance à voyager. TANAKA R (dans un séminaire sur les cyclones tropicaux à TOKYO), par son analyse de 20 cas, a aussi trouvé une relation entre la trajectoire et la distribution de l’advection thermique dans la troposphère. Il a dégagé la règle que « La trajectoire emprunte la région où l’advection d’air chaud est totale, en suivant la zone qui sépare l’advection complète d’air chaud de l’advection totale ou partielle d’air froid. Le cyclone ne pénètre pas dans les régions où l’advection d’air froid est totale ou partielle. [10] b) Effet directeur de l’environnement
Contribution de V. grad r ; il est maintenant admis depuis longtemps que l’effet directeur de l’environnement du flux à grande échelle dans lequel évolue le cyclone tropical constitue le mécanisme principal commandant le déplacement de ce dernier. Diverses études ont montré que ce facteur permettrait d’expliquer 30 à 80 [%] de la variance du déplacement à 24 – 72 heures des cyclones tropicaux, selon la qualité de l’analyse (l’influence de ce critère étant primordiale en raison de la faiblesse du réseau d’observation sur les régions océaniques tropicales), la direction du déplacement, la taille du cyclone, la latitude, … [20] D’autres relient la direction des mouvements aux « steering currents » ou courants directeurs.
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On peut considérer, en première approximation, c’est-à-dire en ne considérant que le premier terme de l’équation (4), que le cyclone est un vortex symétrique évoluant sans interactions au sein d’un flux uniforme. Ainsi, le flux ne fait qu’advecter le tourbillon. Or dans la réalité, le flux à grande échelle est rarement uniforme, il présente le plus souvent un cisaillement vertical et horizontal, le plus ou moins marqué suivant les situations. Vue l’extension d’un cyclone tropical, ce flux directeur est calculé par la meilleur formule qui consiste à faire une moyenne pondérée du flux à différents niveaux ( on pondère de la masse) en excluant les niveaux trop proches de la surface ou de la tropopause et en considérant le plus , le flux des couches moyennes avec lequel le mouvement des cyclones apparait le mieux corrélé. De plus, afin de prendre en compte le cisaillement horizontal. Le vecteur directeur est finalement calculé en moyennant azimutalement les valeurs obtenues autour de la position du cyclone. Les cyclones tropicaux de l’hémisphère Sud se déplaçant en moyenne vers l’Ouest aux basses latitudes, progressivement plus vite que le flux directeur et légèrement sur la gauche par rapport à la direction de celui-ci. Les cyclones se déplaçant en direction du Sud- Ouest sont également plus rapide que le flux mais ils sont, en revanche, décalée sur la droite en direction. Enfin, ceux évoluant vers le Sud-Est, s’ils décalent également vers la droite par rapport au flux, sont plus lents que ce dernier. [8] Ce flux directeur, étant déterminé par l’environnement synoptique, on comprend bien tout l’impact qu’auront sur la trajectoire du cyclone ; les modifications de celui-ci. A ce propos, les prévisionnistes savent que l’approche d’un thalweg des latitudes moyennes constitue généralement l’une des situations les plus délicates quant à la prévision de trajectoire. Ainsi en 1875 Hann avait déjà perçu l’étroite relation qui existe entre le déplacement de la tempête et la position et l’intensité des Anticyclones subtropicaux. BOUVIE (1922) et MITCHELL(1924) ont attribué le rebroussement des trajectoires aux déplacements des Dépressions et des Anticyclones migrateurs de surface aux hautes latitudes. DUNN (1940) est du même avis, mais il place les lignes de courant à 10 000 [pieds]. Le R.P.POISSON (1927) s’appuyant sur les données de surface, attribue le changement de direction au renforcement de l’Anticyclone à la suite d’une advection d’air froid vers le 35ème SUD. WHERLE (1927) arrive à la même conclusion, mais en considérant l’Anticyclone non en surface, mais en altitude.
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CLINE (1926) fut l’un des premiers à montrer que le déplacement des cyclones est relation étroite avec les courants du niveau des nuages moyens et supérieurs ce qui rejoint la vieille loi selon laquelle les tempêtes se déplacent dans la direction des Cirrus. Citons plus particulièrement, l’importance du niveau 500 [Hpa], qui est un niveau qualitatif pour le déplacement des cyclones tropicaux. Ainsi D.ROSSIGNOL et P.CHEDHOMME (1977) dans leur ouvrage intitulé « ETUDE DE L’INTENSITE DE LA TRAJECTOIRE DU CYCLONE BARBARA », concluent que l’influence des Anticyclones à 500 [Hpa] varie suivant la position et l’étude géographique de la perturbation et de l’Anticyclone, et le recourbement se produit au moment du passage d’un thalweg en altitude. Beaucoup d’autres auteurs ont exprimé des idées analogues. TANNEHILL(1942), par exemple, qui attribue la forme parabolique des trajectoires à la structure spatiale des Anticyclones permanentes des latitudes moyennes ou VIAUT (1955) qui affirme que les trajectoires dont les formes et les positions sont sans analogie avec les schémas classiques sont, par contre, « en relation étroite avec la position des grands individus isobariques et leurs modifications progressives en position ». Un indice selon ESTIENNE (1951) pourrait être fourni par l’orientation des « courants de guidages » en altitude épousant la direction que va suivre la tempête. Toutefois, il y a des difficultés pour les auteurs à appliquer cet indice dans une zone à faible données d’observation en altitude. C’est l’altitude à laquelle se situe le champ directeur qui est le principal sujet de contreverse. Les uns le placent à 700 ou 500 [mb], d’autres à 300 à 200 [mb], selon CLINE (1926), celle-ci serait en étroite relation avec les courants moyens et supérieurs de la troposphère ; REIHEL (1954) pense que ce courant doit être cherché vers 700 [mb] et qu’à ce niveau la composante moyenne zonale serait celle du déplacement du cyclone. Cependant PRUD’HOMME (1953-1954) n’a pas trouvé dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien de concordance entre les vents à 3 000 [m] (700 [mb] environ) et la trajectoire des cyclones. Il pense que « les courants directeurs des perturbations se trouvent au niveau de 200 [mb] » et que « les inflexions des trajectoires sont concomitantes des variations du régime des vents en altitude à la Nouvelle Amsterdam ». CHAUSSARD et LAPLACE (1964) étudiant particulièrement les cyclones du Canal de Mozambique admettent l’existence d’un courant directeur pouvant faire prévoir le déplacement, au moins initial dans le cas où la circulation cyclonique ne dépasse pas 5 000 ou 7 000 [m], le flux général entre 700 et 400 [mb] reste orienté zonalement à une certaine distance du centre(de l’ordre de 800 ou 1 000 [km]) et commande le déplacement de la perturbation. La forme et les changements de direction de la trajectoire sont donc en liaison étroite avec les variations de position et d’intensité des Anticyclones et des couloirs Dépressionnaires. La forme parabolique est à l’image de l’Anticyclone supérieur. Une
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trajectoire méridienne à celle d’un couloir dépressionnaire. Un Anticyclone puissant dans les latitudes moyennes joue un rôle de barrière et empêche le mouvement vers le Sud des Dépressions formées dans les basses latitudes. Le courant d’Est supérieur qui circule sur la face équatoriale de l’Anticyclone, les entraîne alors vers l’Ouest sans qu’il y ait possibilité de recourbement. Dans sa phase originelle, le cyclone de l’Océan Indien, encore très près de l’Equateur n’est que peu influencé par les variations des Dépressions qui sont sur son flanc méridional. Même lorsque celle-ci se gonflent sous l’effet d’une advection polaire, la variation de pression est surtout sensible au Sud et elle n’intéresse qu’une couche atmosphérique d’autant plus faible qu’elle se transmet vers le Nord. Elle ne peut donc pas beaucoup influencer le déplacement des cyclones. En revanche, lorsque ce dernier se rapproche du centre de l’Anticyclone, il en subit mieux les fluctuations. Si l’Anticyclone reste stable, le météore tend à le contourner par sa face occidentale et sa trajectoire se rapproche d’une parabole. Si l’Anticyclone s’affaiblit ou recule vers l’Est, la route est libre pour la tempête dont la composante s’accroit vers le Sud, le Sud-Ouest ou même le Sud-Est tandis que sa vitesse de translation augmente. Au contraire si le champ de pression subit un renforcement vers le Nord, la composante Sud diminue et peut s’annuler : le cyclone stagne ou effectue un rebroussement. c) Effet de relief Les cyclones de l’Océan Indien accomplissent fréquemment une trajectoire grossièrement parabolique qui la rapproche de celle définie comme le type IV du P.COLIN en les faisant longer les côtes malgaches. DUVERGE (1951) a émis à ce propos une intéressante hypothèse : le cyclone s’approchant de l’île par le Nord-Est créerait une dorsale Anticyclonique sur l’arrête montagneuse de Madagascar. A la rencontre de l’obstacle orographique, des déviations dans le sens cyclonique doivent se produire dans les courants aériens alimentant la perturbation ; celle-ci, en effet, est alimentée dans sa partie antérieure par des courants d’Est (plus ou moins déviés et accélérés) : se heurtant au relief, ces courants sont déviés dans le sens cyclonique et contribuent à renforcer la dorsale née des courants d’Est. Ainsi apparait une véritable barrière Anticyclonique s’opposant au passage du météore et l’invitant à incurver sa trajectoire vers le Sud. Ce qui l’amène à longer la côte orientale ou, quelquefois lorsqu’il a réussi à pénétrer sur terre, la ligne majeure du relief malagasy c’est-à-dire l’escarpement côtier Indien (cette barrière finit cependant par être détruite d’abord par le seul effet de l’approche de la baisse isobarique du centre, ensuite par le remplacement de l’alimentation pré-cyclonique d’Est par une circulation giratoire qui se heurte moins au relief ce qui supprime ainsi la suppression. [11]
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d) Effet de la position latitudinale de la ZCIT sur la trajectoire La position latitudinale de la ZCIT a une influence dans l’orientation des trajectoires cycloniques. Ainsi, la très grande majorité des perturbations du Sud-Ouest de l’Océan Indien prennent naissance dans la ZCIT, avec un maximum de cyclogenèse entre 10 et 15° S sur l’Océan Indien et entre 15 et 20° S sur le Canal de Mozambique, en raison de la position très méridionale occupée par la ZCIT, en pleine saison sur ce secteur. Les perturbations nées dans les basses latitudes ont en général, une trajectoire dirigée vers l’Ouest, avec ou sans recourbement. Les cyclones nés au Sud suivent, au contraire, presque toujours une trajectoire orientée vers l’Est. Les cyclones du Canal de Mozambique, se trouve ainsi, pour la plupart, dès leur formations, à l’action du courant d’Ouest supérieurs et sont entraînés par lui vers l’Est ; tandis que ceux de l’Océan Indien subissent encore le flux d’Est des Anticyclones subtropicaux qui les dirigent vers l’Ouest. [10] e) Effet de FUJIWHARA Lorsque deux vortex évoluent à proximité suffisante, ils influent mutuellement l’un sur l’autre, de telle manière qu’ils décrivent un mouvement relatif de rotation, autour d’un point situé sur le segment joignant leur centre, tout en tendant à se rapprocher l’un de l’autre. Cet effet est maximal lorsque les deux systèmes Dépressionnaires sont éloignés de moins de 6[°] de latitude ; il diminue lorsque la distance augmente et peut être considéré comme nul au-delà de 15[°]. La position du centre de rotation est déterminée par la taille et l’intensité respectives des deux cyclones. Si elles sont comparables, le centre de rotation se situera au milieu du segment joignant leur centre. La vitesse du mouvement de rotation (qui est décrit dans le sens cyclonique) varie avec la distance séparant les cyclones, s’accélérant au fur et à mesure que ceux-ci se rapprochent. Un cisaillement horizontal du flux directeur (par exemple près de la ZCIT) peut contribuer à renforcer ou, au contraire, à atténuer cet effet. [8]
2. Forces intérieures Ce sont des forces dues au cyclone lui-même. Deux effets dynamiques sont décrits dans la littérature météorologique. a) Effet BETA (ou effet du gradient méridien du tourbillon terrestre) L’effet du gradient méridien du tourbillon terrestre s’exprime au travers du second terme de l’équation (4), décrite précédemment.
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La contribution de l’effet Beta revient, d’après l’équation (5), à ne prendre en compte que l’effet du gradient méridien du paramètre de Coriolis f et du sens du vent méridien v. f r v avec (5) t y
Seule la composante méridienne du vent peut advecter du tourbillon terrestre. Dans la circulation dépressionnaire d’un cyclone tropical, cette composante est dirigée vers l’Equateur sur la face Ouest et vers le pôle sur la face Est. Le tourbillon terrestre augmente de l’Equateur vers les pôles, la circulation du cyclone tropical produira donc une advection différentielle de tourbillon, avec une augmentation maximale de vorticité cyclonique à l’Ouest et, à l’inverse, de vorticité anticyclonique à l’Est. Par le biais de ce mécanisme, et en l’absence de flux directeur, le cyclone aura donc tendance à se déplacer en direction de l’Ouest (en fait, légèrement à gauche de cette direction, dans l’Hémisphère Sud, si l’on tient compte de la convergence à l’échelle du vortex).
Figure 11 : Trajectoire et vitesse usuelle des cyclones tropicaux Source : Neumann 1993 b) La dérivée de ROSSBY Lorsqu’on considère globalement la trajectoire des cyclones, on constate que la grande majorité a tendance à se déplacer vers les pôles, surtout en fin de vie. ROSSBY (1948), sans un article théorique traitant de la dynamique des cyclones et anticyclones, a été le premier à expliquer la tendance des cyclones tropicaux à se déplacer vers les pôles.
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Cette dérive vers les pôles serait due (ANTHES-HOLLAND) à un effet secondaire du gradient méridien du tourbillon terrestre. L’advection différentielle de vorticité qu’il provoque, contribue, non seulement, à propager le cyclone vers l’Ouest (effet BETA), mais elle contribue également à déformer le vortex. L’accumulation de vorticité cyclonique et anticyclonique, respectivement à l’Ouest et à l’Est, provoque l’apparition de deux circulation secondaires (cycloniques à l’Ouest, anticycloniques à l’Est). C’est l’effet résultant de ces deux circulations opposées qui provoquerait la dérive du centre dépressionnaire vers le Sud (H.S). Donc, dans l’H.S, la composition de l’effet BETA (β) et de la dérivée de ROSSBY, aura donc pour conséquence, en l’absence de flux directeur, de déplacer un cyclone en direction générale du Sud-Ouest. [8]
Figure 12 : Schéma représentant l’effet Beta sur un cyclone situé dans l’H.N (en haut), dans l’H.S(en bas). Source : Florent Beucher
Contribution de (f r ). divV
L’influence de ce terme sur la trajectoire du cyclone est indirecte : plus la convergence en basse troposphère est forte, plus la croissance du tourbillon est rapide et donc plus les processus liés à l’effet Beta et la dérive de Rossby sont efficaces. Ainsi, en absence du flux directeur, un cyclone très puissant (forte convergence en basses couches) se déplace plus vite vers l’Ouest (effet Beta) et vers les pôles (dérive de Rossby) qu’une faible dépression tropicale (faible convergence de basses couches). [20]
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c) Influence de l’environnement synoptique sur la trajectoire du cyclone tropical L’approche d’un thalweg des moyennes latitudes constitue généralement l’une des situations les plus délicates pour prévoir la trajectoire d’un cyclone tropical. Une mauvaise appréciation du potentiel de recourbement se traduira le plus souvent par des erreurs considérables sur les positions prévues.
Figure 13 : Schéma représentant l’évolution temporelle de tourbillon relatif centré sur un cyclone, en absence de flux directeur Source : Florent Beucher Si l’amplitude du thalweg est suffisamment importante, le cyclone remonte à l’avant du thalweg et peut s’évacuer définitivement vers les moyennes latitudes où il meurt rapidement à cause des températures de la surface de la mer trop fraîches. En revanche, si le thalweg passe assez loin du cyclone (à quelques centaines de kilomètres plus au nord ou au sud selon l’Hémisphère), le cyclone après une déviation temporaire plus ou moins marquée de sa trajectoire, reprend ensuite un déplacement zonal et reste sous les tropiques.
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PARTIE II: METHODOLOGIE
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CHAPITRE I: LE MODELE NUMERIQUE(WRF)
Les progrès des méthodes numériques et l’amélioration des performances des ordinateurs on fait de la simulation numérique un outil essentiel dans la recherche. Les systèmes de prévision numérique du temps appelés « modèles » servent à produire, de manière automatique, une représentation la plus exacte possible de l’état présent et futur de l’atmosphère. Leur principale utilisation et la prévision météorologique pour l’étude des mécanismes de l’évolution de l’atmosphère.
I. Le modèle numérique de recherche WRF Le modèle de prévision météorologique et de recherche (WRF – Weather Research and Forecasting), est le plus récent modèle informatique de prévision numérique du temps pour effectuer des prévisions météorologiques utilisé par le Centre National de prévision des Etats-Unis et pour la recherche en simulation de l’atmosphère. Il a été développé à partir d’un modèle antérieur appelé Eta, conçu par Zaviša Janjić et Fedor Mesinger, en partenariat entre le Centre National pour la Recherche Atmosphérique(NCAR), les Centres Nationaux de l’Administration Océanique et Atmosphérique (NOAA) des Etats-Unis, le Centre National Environnementale de système de Prévision (NCEP), le département de l’agence de la défense « Force Weather » et du laboratoire de recherche Naval (NRI), le Centre pour l’analyse et la prévision des orages à l’Université de l’Oklahoma, et l’administration fédérale de l’Aviation (FAA). Et plus de 150 centres de recherche universitaire en météorologie. Les sorites de ce modèle sont disponibles sur internet et peuvent être visité sur le site web www.wrf-model.org. Le modèle WRF est un modèle compressible et avec une option hydrostatique ou non. Il est maintenu et soutenu comme un modèle de la communauté pour faciliter l’utilisation large internationalement, pour la recherche, les opérations, et l’enseignement. Il convient à une large envergure des applications aux simulations globales. De telles applications incluent le développement d’assimilation de données et des études de recherche de paramétrisation physique, des simulations régionales du climat, de la modélisation de la qualité d’air, du couplage d’atmosphère océan, et des simulations idéalisées. Ce modèle à méso-échelle a une résolution horizontale entre 4 à 12,5 kilomètres ce qui lui permet de résoudre analytiquement les équations associées à la convention profonde comme les orages. Il comporte entre 25 et 37 niveaux verticalement. Les principaux composants du système de WRF sont montrés sur la figure ci-dessous. Le modèle WRF propose deux noyaux qui diffèrent principalement dans leur mode d’utilisation : le noyau « Non hydrostatique Mesoscale Model » (NMM) est utilisé pour la prévision météorologique opérationnelle qui est développé par le NOAA/NCEP et le noyau
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« Advanced Research WRF » (ARW) développé par le NCAR qui est une plateforme de recherche sur la simulation numérique régionale que nous traitions dans ce travail. [12]
Figure 14 : Composants de système de WRF (Source: A Description of the Advanced Research WRF Version 3, P: 2)
II. Les équations régissantes Le noyau dynamique ARW intègre les équations compressibles et non hydrostatiques d'Euler. Les équations sont représentées sous forme de flux en utilisant les variables qui ont des propriétés de conservation, suivant la philosophie d'Ooyama (1990). Les équations sont formulées en utilisant une coordonnée verticale de masse (Laprise, 1992). Dans ce paragraphe nous définissons la coordonnée verticale et nous présentons le flux des équations dans un repère cartésien, nous présentons les équations en incluant les effets de l’humidité dans l’atmosphère et nous augmentons plus loin en incluant les projections de la sphère.
1. Coordonnée verticale et ses variables Les équations de ARW sont formulées en utilisant comme coordonné verticale la pression hydrostatique notée η et qui est définie par :
(1.1)
Où (1.2) Avec :
Ph : Composant hydrostatique de la pression.
Phs, Pht : Les valeurs le long de la surface et la frontière supérieure.
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η varie de 1(à la surface) à 0 (à la frontière), elle est aussi appelée coordonnée verticale de masse. Si μ(x, y) représente la masse par unité de surface au point (x, y), alors les variables appropriées du flux sont de la forme :
⃗ ( ) (1.3)
⃗ ( ) sont respectivement les vitesses de covariant dans les deux directions (horizontale et verticale), tandis que : ω = η˙ est la vitesse covariante verticale. Θ est la température potentielle φ = gz est le géopotentiel p est la pression α = 1/ρ est l’inverse de la densité de l’air.
Figure 15: Coordonnées verticales du noyau ARW Source: A Description of the Advanced Research WRF Version 3
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2. Les équations de flux d’Euler
La description eulérienne est associée à un repère indépendant du mouvement du fluide, généralement fixe : la valeur des variables fluides dépend alors du temps t et de la position d'observation x. En utilisant les variables définies ci-dessus, les formes d’équations du flux d'Euler peuvent être écrites sous la forme :
( ) ( ) ( ) (1.4)
( ) ( ) ( ) (1.5)
( ) ( ) (1.6)
( ) (1.7)
( ) (1.8)
[( ) ] (1.9)
Avec la relation diagnostique pour la densité inverse :
(1.10)
Et l’équation d’état :
( ) (1.11)
De l’équation (3.4) à (3.11), les indices inférieurs x, y et η dénotent la différentiation:
( ) ( ) ( ) (1.12)
Ou
(1.13) Avec : a : La variable générique
γ : Le rapport des capacités de chaleur sec
(1.14)
Rd : La constante de gaz pour l'air sec
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Po : La pression de référence (en général 105 Pascal)
: sont les forces de limites résultant du modèle physique, le mélange turbulent, les projections sphériques, et la rotation de la terre.
3. Les équations d’humidité
Dans les équations d’humidité, on maintient les équations relatives à la masse d’air sec. En plus, on définit la coordonnée en ce qui concerne la masse d’air sec. Basé selon ces principes, la coordonnée verticale h peut être écrite comme suit :
( ) (1.15)
μd : La masse d’air sec dans la colonne
Pdh : La pression hydrostatique de l'atmosphère sèche
Pdht : La pression hydrostatique au-dessus du l'atmosphère sec.
Les variables couplées sont définies comme :
( ) (1.16)
Donc, les équations d’Euler incluant l’humidité peuvent être écrites de la forme :
( ) ( ) (1.17)
( ) ( ) (1.18)
( ) ( ) (1.19)
( ) (1.20)
( ) (1.21)
[( ) ] (1.22)
( ) (1.23)
(1.24)
Et la pression devient :
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( ) (1.25)
αd : La densité inverse d’air sec, c’est-à-dire :
(1.26)
Et [ ( ) ] ( ) (1.27)
4. Les systèmes de projection
Le modèle ARW soutient quatre projections à la sphère : la projection polaire, le Lambert, le Mercator, et la projection latitude-longitude ou projection cylindrique.
Projection polaire Lambert
Mercator Projection cylindrique
Figure 16: Différentes projections de carte Source: ARW Version 3 Modeling System User’s Guide
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La transformation est isentropique pour les trois premières projections telles que Lambert, Polaire et Mercator. Cette transformation isentropique nécessite des pas Δᵪ et Δᵧ constants dans tous les points de grille. Ainsi, les équations régissantes, les facteurs de carte mx et my sont définis comme rapport de la distance dans l'espace informatique à la distance correspondante sur la surface de la terre:
( ) (1.28)
Le modèle ARW inclut les facteurs de carte dans les équations régissantes par la redéfinition des variables :
(1.29)
En utilisant ces variables, nous avons alors les équations, incluant les facteurs d’échelle et les termes de rotationnelle, suivantes :
[ ( ) ( )] ( ) ( ) (1.30)
[ ( ) ( )] ( ) ( ) ( ) (1.31)
( ) [ ( ) ( )] ( ) [( ) ] (1.32)
[ ( ) ( )] ( ) (1.33)
[ ] ( ) (1.34)
[ ( ) ] (1.35)
[ ( ) ( )] ( ) (1.36)
5. Les équations régissantes sous forme perturbée
Il est avantageux d’utiliser les équations en introduisant les variables perturbées pour réduire les erreurs dans les calculs du gradient horizontal ou vertical de la pression dans les erreurs d’arrondissage discrètes. Alors, des nouvelles variables sont définies comme des perturbations à partir de l’état de référence hydrostatique équilibré. Ainsi, l'état de référence est dans l'équilibre hydrostatique et il est seulement et strictement en fonction du ̅ :
̅ ̅( ̅) ( ̅) ̅( ̅) ̅̅ ̅( ) (1.37)
Les coordonnées η ne sont pas généralement horizontales, la référence de profil ̅ ̅ ̅ sont fonction de (x, y, h ). En utilisant ces approximations, on obtient :
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L’équation de mouvement
[ ( ) ( )] ( ) ( ̅) ( )(
) (1.38)
[ ( ) ( )] ( ) ( ) ( ̅) ( ) (
) (1.39)
( ) [ ( ) ( )] ( ) ( ) [ ̅̅ ̅( )]
(1.40)
L’équation de conservation de masse
[ ( ) ( )] ( ) (1.41)
L’équation géopotentielle
[ ( ) ( )] ( ) (1.42)
Dans le système de perturbation la relation hydrostatique s’écrit de la forme :
̅̅ ̅ (1.43)
Ces équations perturbées représentent les équations résolues dans l’ARW.
III. Discrétisation
1. Discrétisation temporelle
La discrétisation temporelle, d’une manière générale, les modes de fréquence lente ou basse sont intégrés en utilisant l’arrangement de Runge-Kutta du troisième ordre. a) Méthode d’intégration de Runge-Kutta
Cette méthode intègre un ensemble d’équations différentielles :
( ) (1.44)
( ) (1.45)
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( ) (1.46)
: Etape de temps pour les modes de basse fréquence ;
: Les dérivés du temps partiels ;
( ) : Les termes restants des équations dans l’ARW et les indices supérieurs dénotent les niveaux de temps.
2. Discrétisation spatiale
La discrétisation spatiale dans le modèle d'ARW emploie la grille C d’Arakawa pour les variables. Les vitesses normales des variables thermodynamiques sont organisées dans une demi-longueur de grille.
Figure 17: Grille d'Arakawa Source: A Description of the Advanced Research WRF Version 3 Les variables d’index (i, j, k) indiquent les variables d’endroits avec (x, y, ƞ) = (iΔx , jΔy , kΔƞ).
IV. Les conditions initiales et les conditions aux limites
1. Les conditions initiales
Dans le modèle WRF – ARW, les conditions initiales, peuvent être définies par les utilisateurs pour les simulations idéalisées, ou pour les cas de simulations de données réelles. Il peut être fait en utilisant des données interpolées d'une analyse externe ou d’une prévision. Plusieurs cas d’essais de simulations pour des données réels sont fournis, qui se fondent sur un paquet externe prétraité du « Système de préprocesseur de WRF ou WPS » du modèle ARW. Ce qui convertit les données à grande échelle au format GriB en données
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appropriées par le processeur du modèle ARW. Les programmes qui produisent des conditions initiales spécifiques ont pour choix la fonction « idealised » ou « real data ». Les programmes qui donnent les conditions initiales spécifiques fournissent au noyau ARW : - Les données d'entrée qui sont disposées horizontalement et verticalement ; - Les champs d'état hydrostatiques équilibrés et de perturbation de référence ; - Métadonnées (metadata) indiquant une telle information comme la date, les caractéristiques physiques de grille, et les détails de projection.
Dans notre cas, on utilise le cas des données observées où l’initialisation des conditions initiales est prétraitée par le « Système de préprocesseur du modèle WRF » ou WPS. a) Utilisation de WPS, système de prétraitement de WRF Le WPS est un ensemble de programmes qui prend des données terrestres et météorologiques (typiquement dans le format de GriB) et les transforme pour l'entrée au programme d’ARW pour le cas des données réelles. La première étape pour le WPS est de définir le type de grille (la projection, la position dans le globe, le nombre des points de grille, les positions du nid, et les distances de grille) et pour interpoler les champs statiques au domaine prescrit. Indépendant de la configuration de domaine, d'une analyse externe ou de la prévision est traité par le décodeur de WPS GriB, qui diagnostique les champs exigés et le restructure les données GriB dans un format binaire interne. Avec un domaine indiqué, WPS interpole horizontalement les données météorologiques sur le domaine projeté. Les données d’entrée du WPS à trois dimensions complètes de l’atmosphère sur la modèle de grille choisie horizontalement aux tranches du temps choisies, pour lequel sont envoyées au programme de préprocesseur d'ARW. L'entrée du WPS contient les champs à trois dimensions (y compris la surface), de la température, de l’humidité relative (et les composants horizontales), la projection du modèle. Les champs terrestres statiques à deux dimensions sont: l’albédo, le paramètre de Coriolis, l’altitude du terrain, le type de végétation, les facteurs de carte, l’angle de rotation de la carte, les catégories du sol, la fraction de verdure de végétation, la température moyenne, et la latitude/longitude. Les champs dépendant du temps à deux dimensions externe du modèle sont: la pression et la pression au niveau de la mer, les couches de la température du sol et la température de la surface de la mer, l'humidité du sol, et pour certaines la profondeur de neige.
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b) Etat de référence Pour le cas des données observées, l'état de référence est défini par l’altitude du terrain et trois constantes:
- p0 (105 Pa), référence de la pression au niveau de la mer ;
- T0 (270 à 300 K), référence de la température au niveau de la mer ;
- A (50 K) différence de température entre les pressions de niveau p0 et p0/e.
La figure ci-dessous montre la circulation des données et les composants de programme WPS et nous indique comment WPS alimente les données initiales à l'ARW.
Figure 18: Les composantes et les diverses données entrant dans le programme WPS Source: A Description of the Advanced Research WRF Version 3 GEOGRID : définit le domaine du modèle et crée les fichiers statiques des données terrestres. UNGRIB : décode les données de format GriB. METGRID : interpole les données météorologiques au domaine du modèle. En utilisant ces paramètres, la pression de surface d'état de référence sèche est :
( √( ) ) (1.47)
La pression de référence à trois dimensions (pression hydrostatique sèche) est calculée comme une fonction de la coordonnée verticale ƞ et du pdht
̅̅ ̅ ( ) (1.48)
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Avec cette fonction, la température de référence est définie comme :
̅̅̅ ̅ (1.49)
Et avec la température et de la pression de référence, la température potentielle de référence est alors définie comme :
̅̅̅ ̅̅̅ ̅ ( ) ( ) (1.50)
Le réciproque de la densité de référence en utilisant les deux dernières équations est donné par :
̅̅̅̅ ̅̅̅ ̅ ̅̅ ̅ ( ) (1.51) ̅̅̅ ̅ La différence d'état de basse de la pression sèche est donnée par :
̅̅ ̅ (1.52) En utilisant ces deux dernières équations, le géopotentiel d'état de référence défini par la relation hydrostatique est : ̅ ̅ ̅ ̅ ̅̅ ̅ (1.53) c) Etat de perturbation D'abord l’état de référence topographiquement défini est calculé, puis les données d'entrée à trois dimensions sont verticalement interpolées dans un espace de pression sèche. Le champ de colonne de perturbation pour la pression sèche est:
̅̅ ̅ (1.54)
2. Conditions aux frontières latérales
Plusieurs options de conditions aux frontières latérales existent pour l'ARW qui convient aux écoulements idéalisés indiqué pour les simulations des données observées qui sont disponibles. Les choix sont manipulés par l'intermédiaire d'une option d'exécution dans le dossier de « Namelist ». Pour l'emboîtement, tous les domaines fins emploient l'état de frontière latéral dépendant du nid où la rangée et la colonne externes de la grille fine est indiquée du domaine de parent. La partie latérale restante, les options de frontière sont exclusivement à l’usage du domaine parent. Les spécifications principales aux conditions aux frontières latérales, pour des cas des données observées, les conditions aux frontières indiquées sont désignées également sous le nom d'une relaxation, ou nudging. Il y a deux utilisations des frontières indiquées dans l'ARW: pour la grille brute extérieure et pour les frontières dépendant du temps fournies à une grille nichée.
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Les conditions aux frontières latérales indiquées pour le nid sont automatiquement choisies pour toutes les grilles fines. Et pour la grille brute, la zone indiquée est déterminée entièrement par l’interpolation temporelle d'une prévision ou d'une analyse externe qui est assurée par le WPS.
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CHAPITRE II: MISE EN ŒUVRE DU MODELE WRF (ARW)
I. Les modules de la WRF La version 3 du modèle, disponible depuis Avril 2008, est conçue pour être un système atmosphérique flexible et du dernier cri de simulation. Il est portatif et efficace sur les plateformes de calcul parallèle disponible. L’ARW convient à l’usage dans une large étendue à travers des longueurs d’étendant des mètres à des milliers de kilomètres. L’organigramme suivant montre le WRF modélisant le système version 3.
Figure 19 : Organigramme du WRF (Source: ARW Version 3Modeling System User’s Guide 2011) Comme celle indiqué sur la figure, le modèle WRF est subdivisé en plusieurs programmes principaux : Le système de prétraitement de WRF (WPS) ; WRF-VAR ; La résolution ARW ;
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Outils de traitement et de visualisation.
1. WPS Le système de prétraitement de WRF (WPS) est un ensemble de trois programmes indépendants : geogrid, ungrib et metgrid. Le rôle collectif est de préparer l’entrée au vrai programme pour des simulations des données observées. Ces caractéristiques principales incluent : Les données météorologiques de divers centres du monde Grib 1 ou 2 ; Les projections de carte : 1) stéréographiques polaire, 2) Lambert, 3) Mercator et 4) Latitude-Longitude Les emboitements ; Les interfaces pour entrer d’autres données statiques.
Figure 20: Etapes du WPS (Source : ARW Version 3 Modeling System User’s Guides 2011)
Les données de flux entre les programmes du WPS sont montrées dans la figure ci- dessus. Chacun des programmes de WPS lit les paramètres à partir d’un fichier commun de « namelist.wps ». Ce fichier de « namelist.wps » qui définit les paramètres qui sont employés pour chacun d’un programme de WPS. Montrés dans la figure ci-dessus, les fichiers de tables additionnels qui sont employés par différents programmes. Ces tables fournissent le contrôle additionnel de l’opération de programmes. Le mécanisme de construction pour le WPS, qui est très semblable à celui employé par le modle de WRF, fournit des options pour compiler le WPS sur une variété de plateformes. Chacun des programmes exécute une étape de la préparation.
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a) Programme Geogrid Le but du geogrid est de définir les domaines de simulation, et d’interpoler diverses données terrestres aux modèles de grilles. Les domaines de simulation sont définis en utilisant l’information indiquée par l’utilisateur dans la partie geogrid du fichier de « namelistwps » du WPS. En plus du calcul de la latitude, la longitude, et les facteurs de balances de chaque carte, le geogrid interpolera les catégories de sol, la longueur du terrain, la température moyenne du sol, la fraction mensuelle de végétation, l’albédo mensuel, et les catégories de pente aux modèles de grilles par défaut. Plusieurs de ces facteurs sont disponibles selon la résolution de : 30‘’, 2’, 5’, et 10’. Ici, on dénote « ‘’ » par seconde et « ’ » par minute. L’utilisateur n’a pas besoin de télécharger toutes les résolutions, bien que les champs interpolés soient généralement plus représentatifs si une résolution des données de la simulation de domaine est utilisée. Sans compter l’interpolation des champs terrestre par défaut, le programme de geogrid est assez général pour pouvoir interpoler les champs les plus continus et les plus catégoriques aux domaines de simulation. De nouvelles données peuvent être interpolées au domaine de simulation par l’utilisation du fichier de table GEOGRID.tbl. Ce fichier GEOGRID.tbl définit chacun des champs produit par le geogrid, il décrit les méthodes d’interpolation à employer pour un champ, aussi bien l’endroit sur le système de fichiers où la donnée du champ est située. b) Programme Ungrib Le programme ungrib lit les dossiers de GRIB1 ou GRIB2, les données, et écrit les données dans un format simple, appelé format intermédiaire. Ces dossiers contiennent les champs de variables météorologiques. Ces dossiers de GRIB contiennent typiquement plus de champs nécessaires pour initialiser des versions de WRF. Ungrib emploie des tables de code de GRIB appelés « Vtables » , pour les tables variables pur définir quels champs à extraire à partir du GRIB classé et écrit au format intermédiaire. c) Programme Metgrid Le programme metgrid interpole horizontalement les données météorologiques de format intermédiaire qui sont extraites par le programme ungrib sur les domaines de simulation définis par le programme geogrid. Le rendement interpolé de metgrid peut alors être intégré par le vrai programme de WRF. La gamme des dates qui seront interpolé par le metgrid sont définis dans la partie « share » du fichier de namelist.wps, et ces derniers doivent être individuellement dans namelist pour chaque domaine de simulation. Puisque le travail du programme metgrid, comme celui du programme ungrib, est dépendant du temps, metgrid est à chaque fois tourné à l’initialisation d’une nouvelle simulation. Le fichier
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METGRID.tbl fournit une section pour chaque champ, et dans une section, il est possible d’indiquer des options telles que les méthodes d’interpolation à employer pour le champ. Le travail de l’interpolation vertical des champs météorologiques est exécuté dans le vrai programme.
2. WRF-VAR Ce programme est facultatif, mais il peut être employé pour intégrer des observations dans les interpolations des analyses crées par WPS. Il peut être également utilisé pour mettre à jour l’état initial du model WRF. Ses caractéristiques principales sont comme suit : il est basé sur la technique par l’accroissement d’assimilation des données variationnelle, et a des deux possibilités de 3D-Var et de 4D-Var ; il inclut également les possibilités de l’assimilation de données hybride (variationnelle + ensemble) ; la méthode de gradient conjuguée est utilisée réduit au minimum le coût de la fonction dans l’espace variable d’analyse ; l’analyse est exécutée sur un chancelée de grid a d’Arakawa ; les accroissements d’analyse sont interpolés à la grille C décalée d’Arakawa et elle obtient le fond ajoutée (première conjecture) pour obtenir l’analyse finale à la grille du modèle WRF ; l’entrée des données d’observation multiple par satellite peut être format fourni de BUFR ; l’entrée des données multiples de radar (réflectivité et vitesse radiale) sont fournies par le format ASCII ; multiple boucle externe pour adresser la non-linéarité ; possibilités pour calculer la sensibilité d’adjoint ; le composant horizontal de l’erreur de fond (première conjecture) est représenté par l’intermédiaire du filtre récursif (pour régional) ou du spectre de puissance (pour global). Le composant vertical est appliqué par des projections sur des vecteurs propres ramenés à une moyenne climatologique produits et ses valeurs propres correspondantes. [13] [14]
3. La résolution ARW C’est la composante clé du système, qui se compose en plusieurs programmes d’initialisation pour idéaliser, et de simulations des donnés observées, et le programme numérique d’intégration. Les dispositifs principaux du modèle de WRF incluent :
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Equations d’Euler non hydrostatique entièrement compressibles avec l’option hydrostatique ; Applications régionales et globales ; Termes complètes du Coriolis et de la courbure ; Emboîtement bidirectionnel avec des nids multiples et des niveaux de nid ; Nids mobiles ; Coordonnée suivante le terrain de masse ; L’espacement vertical de la grille peut changer avec la taille ; Les facteurs de projections : Stéréographique polaire ; Lambert ; Mercator ; Latitude-Longitude (pour le domaine global). Grille horizontale : chancellement de grille de type C d’Arakawa ; Options d’intégration de temps d’ordre de Runge-Kutta 2ème et 3ème ordre ; Conservation de flux pour les variables pronostiques ; Discrétisation spatiale : options d’advection d’ordre 2ème à 6ème ; Conditions aux frontières latérales : options périodiques, symétrique ; Analyse d’emboîtement de la grille en utilisant les données séparées de la couche supérieure et celle de la surface ; Initialisation de filtre Numérique et progression d’adaptation du temps. [15]
a) Graphiques et outils de visualisation Il y existe un certain nombre d’outils de visualisation disponibles pour montrer les données du modèle WRF-ARW. Les modèles de données dans le format NetCDF, peuvent essentiellement être montrées en utilisant n’importe quel outil capable de montrer ce format de données. Actuellement, plusieurs programmes sont soutenus comme : . RIP4 : basé sur des graphiques de NCAR ; . NCL : NCAR Langage de commande d’ordres de gestion de graphiques ; . Le programme d’ARW post en utilisant le convertisseur GrADS ou Vis5D ; . Le programme VAPOR (Visualisation Analysis Plateform for Ocean atmospher solar Reasearchers) ; . IDV (Integrated Data Viewer): un nouveau logiciel base par le cadre de Java pour analyses et pour visualiser les données de géoscience.
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II. Emboîtement Le modèle ARW soutient l’emboîtement horizontal, ce qui permet d’obtenir des données à haute résolution en présentation une grille additionnelle ou des grilles dans la simulation. L’exécution d’emboîtement du modèle est d’une manière semblable aux réalisations des autres modèles à méso échelle. L’amélioration principale de l’infrastructure d’emboîtement d’ARW comparé aux techniques utilisées dans d’autres modèles est les capacités pour calculer les simulations efficacement des nids sur les systèmes informatiques de distribution à mémoire parallèle, ce qui inclut le soutien de déplacer des grilles nichées.
1. Options d’emboîtements Les options d’emboîtement 1-way et 2-way (bidirectionnel) se rapportent par l’interaction de la grille brute et de la grille fine. Dans le mode de la simulation 1-way et 2- way (bidirectionnels), les conditions aux frontières de la grille fine sont interpolées à la grille brute prévue. Dans un nid 1-way, la théorie d’échange de l’information entre les grilles est de la grille brute à la grille fine. Par conséquent, dans un nid 2-way ou bidirectionnel, cet échange entre les grilles est maintenant dans les deux directions : pour la condition aux frontières, la grille brute à la grille fine et de la grille fine à la grille brute pendant la rétroaction à chaque étape de temps de la grille brute.
Figure 21 : configuration d’emboîtement autorisées et non (Source: A Description of the Advanced Research WRF Version 3, P: 57)
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L’ARW emploie un chancellement de grille d’Arakawa de type C. Les composants u et v de la vitesse horizontale respective de la cellule de grille, et des variables de masse, de thermodynamique, de scalaire et de la chimie sont situées au centre de la cellule. La rétroaction est une manipulation pour préserver ces valeurs moyennes : des champs de la masse, de la thermodynamique, du scalaire et de la chimie qui sont en retrait avec une moyenne dans le point de grille brute entière et des variables horizontales sont ramenés à une moyenne le long de leurs visages bruts normaux respectifs des cellules de grille. Le chancellement définit la manière dont la grille fine est située sur la grille brute.
2. Conditions aux frontières latérales du nid Pour la grille fine avec l’emboîtement 1-way ou 2-way, les conditions aux frontières sont indiquées par grille mère à chaque grille brute. La condition aux frontières latérales du nid se comporte pareillement à la frontière indiquée conditionnée pour des cas des données observées. Les variables sont entièrement indiquées dans la rangée et la colonne spatiale externe de la grille fine et l’interpolation temporelle de la grille brute est faite à un pas de temps en avant, avant l’avancement de toute grille fille de la grille mère.
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CHAPITRE III: CONFIGURATION DU MODELE WRF- ARW
I. Etapes de la simulation du modèle Avant la configuration, sous un système d’exploitation LINUX, avec des compilateurs comme fortran 90/95, C, et Perl, le modèle WRF nécessite l’installation du logiciel librairie NetCDF et l’outil de traitement graphique NCAR. Après l’installation des modules WPS et WRF, la figure suivante montre les démarches de la simulation du modèle.
Figure 22 : Etape de la simulation du modèle Source: Climate-in-a-Box Workshop: WRF Tutorial par Phil Hayes
II. Exécution du modèle
1. Parcours du WPS Le WPS a trois tâches: définissant les domaines, extrayant les données d’initialisation pour la simulation à partir des données GRIB, et interpoler horizontalement ces données aux domaines et aux frontières. Tout ceci est accompli par l’utilisation d’un fichier « namelist.wps » et de quelques options de ligne de commandes. a) Etape 1 : Définir un domaine La définition du domaine est faite par le programme de geogrid.exe de WPS. Les options pour ce domaine sont placées dans les deux premières section du fichier namelist.wps qui devrait être édité. La section &share qui définit la date du début et la fin de la simulation, le nombre de nids qu’on voudrait obtenir et l’intervalle du temps en seconds. La section &geogrid qui définit la taille du domaine de la grille et la taille au nord-sud, la résolution horizontale des fichiers de données géographique, l’espacement de la grille, la projection de carte désirée, et la longitude et la latitude du point central dans le domaine. Après la modification du fichier, on l’exécute. Pour notre cas, le domaine se présente comme suit : Domaine père :
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Longitude : 20°E – 85°E Latitude : 0° - 40°S Domaine fils : Longitude : 29°E – 64°E Latitude : 8°S – 34°S
Figure 23 : Présentation des domaines de simulation (Source : Auteur) b) Etape 2 : Extraire des données utilisées L’extraction des données GRIB est accomplie par le programme d’ungrib.exe. Il y a deux étapes à faire avant l’exécution du programme : liant la table variable appropriée (Vtable) et lier les données appropriées de GRIB.
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c) Etape 3 : Interpolation des données sur le domaine Pour interpoler horizontalement des données du modèle obtenues en étape 2 au domaine obtenu en étape 1, le programme de metgrid.exe devrait être exécuté sans la modification du fichier namelist.wps.
WRF Preprocessing System
WRF Geog
Data Geogrid.exe Metgrid.ex
Grib data NAM, RUC, Ungrib.exe GFS, etc…
Figure 24 : Architecture du WPS Source: Climate-in-a-Box Workshop: WRF Tutorial par Phill Hayes
2. Parcours du modèle WRF a) Etape 1: Initialisation des données observes Avant d’éditer le fichier “namelist.input” (voir dans les annexes) nécessaire pour cette étape, les fichiers du rendement du WPS doivent être d’abord liés à l’annuaire de fonctionnement courant du WRFV3/test/em_real. L’édition du fichier namelist.input sera identique à celui du fichier « namelist.wps » du programme WPS avec les paramètres nécessaires. Ce fichier namelist.input a plusieurs sections que chacune a ses variables multiples et options multiples. La section &time_control du fichier namelist.input est la base des paramètres de synchronisation. La section &domains est basé sur les informations sur le domaine du modèle. Et la section &physics est édité selon le choix des paquets physique voulu dans le modèle. D’autres sections &fdda, &dynamics, &bdy_control, &grib2, et &namelist_quilt n’auront pas besoins d’être édité.
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b) Etape 2 : Parcours du modèle Le modèle WRF-ARW utilise deux programmes, « real.exe » et «wrf.exe », pour préparer et pour tourner réellement le modèle respectivement. Ces deux programmes sont placés sous l’annuaire du WRFV3/test/em_real.
Real.exe : Interpole verticalement les champs rencontrés pour modeler les niveaux ; Crée les dossiers d’état initial et de frontière pour les cas des données observées.
Wrf.exe : Parcourt la simulation du modèle WRF ; Intègre numériquement la simulation du modèle ; Produit les dossiers du modèle. Après lancement du real.exe qui dure 1 à 15 minutes, parcourt du code wrf.exe. Une fois que le modèle est fini, l’outil de traitement de visualisation devrait être installé.
WRF Model System
WPS Real.exe Wrf.exe
Figure 25: Architecture du model WRF-ARW Source: Climate in a Box Workshop: WRF Tutorial par Phill Hayes
3. L’Outil de traitement de visualisation Pour le « Post-Processing » des données de WRF-ARW, la sortie des données dans les schémas peut être illustrée par plusieurs logiciels graphiques. Mais dans notre cas, on a utilisé le programme NCL : NCAR Langage de commande d’ordres de gestion de graphiques.
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PARTIE III: RESULTATS ET INTERPRETATIONS
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CHAPITRE I: DESCRIPTION DU CYCLONE FELLENG
I. FELLENG Cyclone tropical intense, saison 2012/2013 Le système FELLENG a été baptisé le 28.01.2013 à 06 UTC, il a atteint le stade de Cyclone tropical intense. Le vent soutenu en mer a atteint 204 km/h avec des rafales à 253 km/h. Six îles ont été touchées par ce système.
1. Identité du système Date de la cyclogenèse : 23.01.2013 à 06 UTC ; Zone de la cyclogenèse : Nord-Est du bassin (70°/90°E) ; Date du baptême : 28.01.2013 à 06 UTC ; Type de trajectoire : PERPENDICULAIRE ; Durée de vie : 12 Jours ; Durée de vie au stade de Dvorak supérieur à 2,5/8,0 : 8 Jours ; Durée de vie au stade tempête : 72 Heures ; Durée de vie au stade Cyclonique : 78 Heures ; Distance parcourue : 5101 km ; Vitesse moyenne de déplacement : 18.2 km/h, 10 Kt ; Zone de la Cyclolyse : POLAIRE ; Date de la dissipation : 04.02.2013 à 18 UTC. FELLENG, le 30 janvier 2013 à 06:30 UTC. Le cyclone tropical intense va atteindre son pic d'intensité. L'œil reste d'un faible diamètre au sein d'un CDO dense. La masse nuageuse engendrée par le météore est remarquable. Remarquez le panache de cirrus au Nord du cyclone. FELLENG continue de se rapprocher de l'île Ste Marie à Madagascar. Dans le mur de l’œil, les vents en mer sont estimés à 110 kt soit 204 km/h (sur 1 min) avec des rafales à 253 km/h. Source : Image provenant de NOAA / MODIS (NASA)
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Photo 1 : Image Satellitaire du Cyclone FELLENG le 30/01/2013 à 06h30 TU Source : Cyclone Extrême (Météo La Réunion)
2. Les différents stades atteints par FELLENG Tableau 4 : Les différents stades atteints par le cyclone FELLENG
STADES ATTEINTS DATE DE L'EVOLUTION
Zone perturbée 23.01.2013 à 06 UTC
Perturbation tropicale 26.01.2013 à 00 UTC
Dépression tropicale 26.01.2013 à 06 UTC
Tempête tropicale modérée 28.01.2013 à 06 UTC
Forte tempête tropicale 28.01.2013 à 18 UTC
Cyclone tropical 29.01.2013 à 06 UTC
Cyclone tropical intense 30.01.2013 à 03 UTC
Cyclone tropical 30.01.2013 à 18 UTC
Forte tempête tropicale 01.02.2013 à 06 UTC
Cyclone tropical 01.02.2013 à 18 UTC
Forte tempête tropicale 02.02.2013 à 00 UTC
Tempête tropicale modérée 03.02.2013 à 06 UTC
Dépression extra-tropicale 03.02.2013 à 12 UTC
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Photo 2: Image d’évolution du cyclone Felleng Source : Cyclone Extrême (Météo La Réunion)
3. Valeur maximale Tableau 5 : Valeurs maximales atteintes par FELLENG le 30 Janvier 2013 à 09 UTC
Intensité sur l'échelle de Dvorak (nombre Ci) 5,5+/8,0 Intensité sur la classification Australienne 4/5 Pression estimée au centre 937 [mb] Vent moyen sur 10 mn (donnée Météo-France) 167 [Km/h], 90 [Kt] Vent moyen sur 1 mn (donnée Météo-France) 185 [Km/h], 100 [Kt] Vent moyen sur 1 mn (donnée JTWC) 213 [Km/h], 115 [Kt] Vent moyen sur 1 mn (intensité atteinte la plus 204 [Km/h], 110 [Kt] probable) Rafales 253 [Km/h], 137 [Kt]
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4. Tableau des impacts sur les îles Tableau 6 : Les impacts sur les îles avoisinantes de Madagascar
ÎLES DISTANCE ET INTENSITE DATE ALERTE CORRESPONDANTE
Les Seychelles 980 km au Sud, au stade de forte 28.01.2013 à 21 UTC Etat d'urgence tempête tropicale (s'intensifiant)
Agalega 335 km au Sud, au stade de forte 28.01.2013 à 21 UTC Aucune tempête tropicale (s'intensifiant)
Tromelin 140 km à Nord-Ouest, au stade de 30.01.2013 à 06 UTC Alerte rouge cyclone tropical intense (stable)
Maurice 635 km à l'Ouest, au stade de cyclone 31.01.2013 à 00 UTC Aucune tropical (s'affaiblissant)
Madagascar 175 km de la côte Est, au stade de 31.01.2013 à 09 UTC Avis de danger cyclone tropical (s'affaiblissant) imminent
Réunion 455 km au Sud-Ouest, au stade de 01.02.2013 à 18 UTC Pré-alerte cyclonique cyclone tropical (stable)
5. Conclusion Le 23 janvier, nous sommes au cœur de la saison cyclonique et une nouvelle onde cyclonique est visible au centre du bassin. L’intensification de ce système sera compliquée lié à un vent d’altitude de secteur Sud qui empêchera le développement de la dépression. Baptisé le 27 janvier en début de journée, la trajectoire de FELLENG est correctement appréhendée par les différents modèles de prévision. En effet, dès le 27 aucune prévision ne laisse envisager un impact direct du météore avec Madagascar.
FELLENG est un système de grande taille, sa masse nuageuse est remarquable dans sa partie Nord. A échelle identique sa masse nuageuse engloberait la France. Les îles des Seychelles (étant situées à plus de 1000 kilomètres du centre) ont enregistré des pluies diluviennes et l’état d’urgence a été décrété.
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Photo 3 : Image du cyclone Felleng Source : Cyclone Extrême (Météo La Réunion)
L’intensité de FELLENG n’a cependant pas été correctement analysée par les modèles météorologiques. En effet d’après les analyses le cyclone FELLENG devait atteindre une très forte intensité, soit 125[kts] / 1 min par Météo-France Réunion. Mais un vent d’altitude dès le 30 janvier à 12 UTC se mettra en place et inhibera d’environ 15[%] l’intensification qui était en cours. C’est également en cette journée que FELLENG va entamer une trajectoire plus méridienne.
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Photo 4 : Image de la Trajectoire du cyclone FELLENG Source : Cyclone Extrême (Météo La Réunion)
Des fortes pluies s’abattent sur l’île de la Réunion qui est placée en pré-alerte cyclonique. Une forte houle perturbe la circulation automobile sur l’île. Mais c’est bien Madagascar qui payent le plus lourd bilan du passage du cyclone FELLENG suite aux inondations…
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CHAPITRE II: RESULTATS ET INTERPRETATIONS
I. Généralités Suite à notre étude, nous allons donner quelques interprétations et remarques des résultats que nous avons obtenus après les six jours de simulation. De ce fait, il est à noter qu’après la simulation avec le modèle WRF, nous avons sorti beaucoup de résultats, mais notre étude se focalisera sur la trajectoire du cyclone mentionné dans le chapitre précédent. Selon la théorie, les paramètres que nous avons utilisés le long de la simulation sont les suivants : Les composants u, v et w du vent ; La pression au niveau de la mer et en altitude ; La précipitation ; La température de la surface de la mer ; L’humidité relative. Les explications ainsi que les interprétations se baseront à chaque jour où le cyclone se déplace, c’est-à-dire le 28 janvier 2013 à 06 TU jusqu’au 03 Février 2013 à 12 TU.
II. Interprétations des résultats
1. Le Vent Le vent est l’élément moteur du processus de déplacement du cyclone. Cela déduit son importance vis-à-vis des autres paramètres en considérations. Celle-ci dépend donc de la force du vent ; plus les vents sont forts, plus la poussée sur l’océan est grande mais des vents plus faibles peuvent être compensés par un plus grand diamètre autour du système où on les retrouve. Il faut cependant garder à l’esprit que le vent est moyenné sur 1 minute sur l’Atlantique nord et le Pacifique nord alors que partout ailleurs c’est 10 minutes. Entre le centre du cyclone et le mur de l’œil, le vent augmente d’une façon quasi-linéaire. Il se renforce entre la surface et 700 [hPa] et atteint un pic d’intensité juste au-dessus de la couche limite vers 1 km d’altitude, soit aux alentours des niveaux 900-950 [hPa]. Les vents en basses couches sont donc très sensibles aux modifications des caractéristiques de la surface en dessous du cyclone et ne sont donc pas parfaitement parallèles aux isobares mais présentent un angle de 15-20° dirigé vers le centre du cyclone. Les résultats que nous allons voir ci-dessous sont les figures qui montreront les caractéristiques du vent à 500 [hpa]. On va présenter le domaine 02 pour bien voir son déplacement journalier.
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Figure 26 : Vent à 500 [hpa] le 28/01/13 à 06 TU
Figure 27 : Vent à 500 [hpa] le 29/01/13 à 06 TU Météorologie 60
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Figure 28 : Vent à 500 [hpa] le 30/01/13 à 06 TU
Figure 29 : Vent à 500 [hpa] le 31/01/13 à 06 TU
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Figure 30 : Vent à 500 [hpa] le 01/02/13 à 06 TU
Figure 31 : Vent à 500 [hpa] le 02/02/13 à 06 TU
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Figure 32 : Vent à 500 [hpa] le 03/02/13 à 06 TU
Figure 33 : Vent à 500 [hpa] le 03/02/13 à12 TU
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a) Interprétation Au cours des 3 premiers jours de simulation, la configuration du système à assez peu évoluer. Les premières images font apparaitre un centre de basses couches partiellement exposés au sud de la convection. Le système conserve globalement un déplacement assez rapide vers l'ouest-sud-ouest. Les conditions environnementales s'améliorent sensiblement avec un cisaillement en baisse. Le vortex est bien visible sur la figure. Les conditions restent favorables, l’intensification se poursuivre. Les vents forts s'étendent loin du centre dans le quadrant nord-est alors que la zone des vents les plus forts est peu étendue dans le demi- cercle ouest. Au quatrième jour de simulation, l'intensité courante est maintenue au stade de cyclone tropical. Les conditions deviennent alors très favorables et une intensification plus marquée. La proximité de la cote malgache pourrait toutefois être un facteur limitant. La figure montre un champ de vent un peu moins dissymétrique. Felleng a montré une belle présentation en œil en début du troisième jour de simulation et une structure en œil qui peine encore à se stabiliser, néanmoins le mur de l'œil apparait maintenant ferme. La configuration en œil s'est améliorée. Au cinquième jour de simulation, le système prend un caractère post-tropical et la couronne de vents forts s'éloigne du centre. Le modèle WRF est en bon accord pour la trajectoire méridienne. Le rayon de vent maximum s'est élargi. Une circulation allongée et une structure du champ de vents dissymétriques, avec des vents forts dans le demi-cercle Est. Felleng se déplace vers l'ouest à ouest-sud-ouest sur la façade nord-ouest. Les vents forts s'étendent loin du centre dans le secteur est alors que la zone des vents les plus forts est peu étendue dans le demi-cercle ouest. À partir du dernier jour de simulation l’affaiblissement est visible. Sur celle-ci, une perte de définition de l'œil est progressive et montre qu'une phase d'affaiblissement se produit au sein du cœur du système.
2. SLP ou Pression au niveau de la mer En tant que paramètre physique, la pression au niveau de la mer, tout comme le vent, joue un rôle extrêmement important dans le déplacement du cyclone. Ce choix se justifie par le fait qu’elle est l’une des variables météorologiques qui déterminent les conditions d’évolution et la trajectoire du cyclone. Grace à ses courbes de niveaux, ils permettent d’avoir une vision du relief d’un paysage météo en termes de pression atmosphérique. On peut ainsi y voir les anticyclones et les dépressions. Au niveau moyen de la mer, les pressions dans un anticyclone sont donc sensiblement plus élevées que la pression atmosphérique normale, proche de 1 013 [hpa].
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Les dépressions sont les zones de basses pressions atmosphériques accompagnées d’une rotation des vents en sens des aiguilles d’une montre, ou sens cyclonique, dans l’hémisphère Sud. Elles présentent une grande variété de formes et d’origines. Une dorsale, ou crête anticyclonique, ou encore langue de hautes pressions consiste en une avancée de hautes pressions issue d’un anticyclone, d’une sorte d’excroissance anticyclonique. Un thalweg, encore appelé creux barométrique, consiste en une avancée de basses pressions issues d’une dépression, d’une sorte d’excroissance dépressionnaire. Un thalweg est une région dépressionnaire de l’atmosphère prenant à l’horizontale une forme suffisamment allongée pour qu’on puisse y distinguer un axe passant par son centre : la direction de cet axe reste à peu près uniforme sur les différentes surfaces où est examinée la dépression, c’est-à-dire sur la surface du niveau moyen de la mer et sur les différentes surfaces isobares standards. Dans notre figure, la zone dépressionnaire est indiquée par la lettre L suivi de la valeur de la pression tandis que la pression maximale est préfixée par la lettre H.
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Figure 34 : Pression au niveau de la mer le 28/01/13 à 18 TU
Le système continue de se déplacer globalement vers l'Ouest sur la Façade Nord- Ouest des hautes pressions subtropicales de basse troposphère. Ensuite, le système est passé sous l'influence du flux directeur de Nord généré par la dorsale à l'Est et descendre vers le Sud.
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Figure 35 : Pression au niveau de la mer le 29/01/13 à 00 TU
Felleng continue de se déplacer vers l'Ouest à Ouest-Sud-Ouest sur la façade Nord- Ouest des hautes pressions subtropicales de basse et moyenne troposphère.
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Figure 36 : Pression au niveau de la mer le 30/01/13 à 06 TU
Felleng se dirige maintenant en direction du Sud-Sud-Ouest sous l'influence d'une dorsale de moyenne troposphère présente au Nord-Est du système. Le modèle WRF reste en bon accord sur la trajectoire méridienne.
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Figure 37 : Pression au niveau de la mer le 31/01/13 à 06 TU
FELLENG se dirige en direction du Sud-Ouest sous l'influence d'une dorsale de moyenne troposphère présente à l'Est et qui se prolonge au sud du système.
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Figure 38 : Pression au niveau de la mer le 01/02/13 à 06 TU
La dorsale se déplace au Nord-Est du système, la trajectoire s'oriente donc vers le Sud-Sud-Est.
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Figure 39 : Pression au niveau de la mer le 02/02/13 à 06 TU
Le modèle WRF est en bon accord pour la trajectoire de Sud-Sud-Est sous l'influence de la dorsale de moyenne troposphère présente au Nord-Est du système.
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Figure 40 : Pression au de la mer le 03/02/13 à 06 TU
Le système a pris un caractère post-tropical. Il achève sa transition extra tropicale. Le système se déplace vers le Sud-Sud-Est sous l'influence d'une dorsale de moyenne troposphère présente au Nord-Est du système. Par effet de gradient avec les hautes pressions subtropicales, au-delà, le système devrait commencer à s'affaiblir avec des conditions environnementales en dégradations.
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3. Les Précipitations Au-delà du mur de l’œil, le cyclone est moins symétrique. Il existe un certain degré d’asymétrie comme les bandes de précipitations qui tournent en spirale autour du cyclone et que l’on appelle communément « bandes spirales ». Ces asymétries sont encore mal comprises, mais sont importantes pour l’évolution du système en influant notamment sur la trajectoire et en intervenant dans le cycle de remplacement des murs de l’œil. Ci-dessous nous allons voir les figures de la précipitation totale de chaque jour ; le 28 janvier 2013 à 12 TU, le 29 janvier à 06 TU, le 30 janvier 2013 à 18 TU, le 31 janvier à 18 TU, le 01 février 2013 à 18 TU, le 02 février 2013 à 18 TU, le 03 février 2013 à 12 TU.
Figure 41 : Précipitations le 28/01/13 à 00 TU Météorologie 73
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Figure 42 : Précipitations le 29/01/13 à 06 TU
Figure 43 : Précipitations le 30/01/13 à 18 TU
Météorologie 74
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Figure 44 : Précipitations le 31/01/13 à 18 TU
Figure 45 : Précipitations le 01/02/13 à 18 TU
Météorologie 75
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Figure 46 : Précipitations le 02/02/13 à 18 TU
Figure 47 : Précipitations le 03/02/13 à 12 TU Météorologie 76
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a) Interprétation On voie bien que les zones pluvieuses sont les zones d’envergure du cyclone mais on remarque aussi qu’il y a une zone de forte précipitation bien spécifique au passage. Elle correspond en fait au mur de l’œil. On remarque que le modèle est en accord avec la trajectoire du cyclone FELLENG et simule un total de précipitation de 06 [mm] à 100 [mm] en 24 heures, mais dans certain endroit, on peut en apercevoir des valeurs supérieures à 100 [mm].
4. SST ou Température de la Surface de la mer La température de la surface de la mer est aussi une condition nécessaire pour le développement d’un cyclone tropical car la structure des cyclones tropicaux change sous une moindre variation diurne de la radiation (radiation de nuage ou atmosphère claire), donc de la température, surtout au niveau de la mer. Les exemples de figures suivantes nous montreront les valeurs des SST sur les six jours de simulations.
Figure 48 : SST le 28/01/13 à 14 TU
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Figure 49 : SST le 29/01/13 à 14 TU
Figure 50 : SST le 30/01/13 à 14 TU
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Figure 51 : SST le 31/01/13 à 14 TU
Figure 52 : SST le 01/02/13 à 14 TU
Météorologie 79
Résultats et interprétations Promotion2013
Figure 53 : SST le 02/02/13 à 14 TU
Figure 54 : SST le 03/02/13 à 14 TU
Météorologie 80
Résultats et interprétations Promotion2013
a) Interprétation D’après les figures précédentes, on voie bien que les valeurs de la SST varient de 29 à 30 [°C] dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien et pendant les six jours de simulation il n’y a pas eu de changement brutal de température au niveau de la mer. Cela correspond bien à la condition thermique de formation et de développement d’un cyclone tropical, c’est-à-dire une température de la mer supérieure à 26 °C.
5. Vapeur d’eau La vapeur d’eau est la première source d’énergie des cyclones tropicaux. Toute cette vapeur d’eau provient des flux d’évaporation au-dessus de la mer. Les flux sont essentiellement circonscrits à la zone d’influence du cyclone sur un rayon de 200 km environ car ils sont fortement corrélés à la force du vent. C’est le fait qu’une atmosphère plus chaude présente un contenu potentiel en vapeur d’eau plus élevé qui, si il n’est pas réalisé en permanence mais de manière irrégulier à la fois dans l’espace et dans le temps (échelle journalière), peut se concrétiser par des taux record de précipitations à l’occasion d’événements cycloniques. L’image vapeur d’eau colorée à 900 [hpa] du 28 janvier 2013 jusqu’au 03 février 2013 ci-dessous illustre bien le cas du cyclone FELLENG.
Figure 55 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 28/01/13 à 06 TU
Météorologie 81
Résultats et interprétations Promotion2013
Figure 56 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 29/01/13 à 18 TU
Figure 57 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 30/01/13 à 18 TU
Météorologie 82
Résultats et interprétations Promotion2013
Figure 58 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 31/01/13 à 18
Figure 59 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 01/02/13 à 18 TU
Météorologie 83
Résultats et interprétations Promotion2013
Figure 60 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 02/02/13 à 18 TU
Figure 61 : Vapeur d’eau à 900 [hpa] le 03/02/13 à 10 TU
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Résultats et interprétations Promotion2013
En superposant la trajectoire simulée pendant le jour du 28 janvier 2013 à 06 TU jusqu’au 03 février 2013 à 00 TU avec l’image satellite NOAA, on a la figure ci-dessous :
Photo 5 : Tracer de la trajectoire de la simulation D’après cette figure, la ligne rouge qui est le tracé de la trajectoire de notre simulation à presque belle et bien suivi sur chaque pas de temps la même coordonnée géographique au point de l’œil du cyclone FELLENG. Pendant les trois premiers jours de simulation, la ligne rouge est décalée en dessous de la réalité à l’échelle de quelques dizaines de kilomètres. A partir de 30 janvier 2013 à 12 TU jusqu’au 31 janvier 2013 elle décale aussi de quelques dizaines de kilomètres vers l’Ouest de la réalité. C’est à partir de 02 février 2013 jusqu’à la fin de la simulation qu’il n’y a pas trop de décalage.
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Conclusion Promotion2013
CONCLUSION
D’après les résultats de la simulation du 28 janvier au 03 février 2013 qui sont montrés dans cet ouvrages, le modèle à méso-échelle nommé WRF-ARW représente bien la trajectoire méridienne du cyclone tropical « FELLENG » à l’aide des paramètres météorologiques suivants : la direction du vent, la pression au niveau de la mer, la précipitation, la température de la surface de la mer et la vapeur d’eau. Les graphiques sont obtenus à partir de l’outil NCL (NCAR Command Language) qui est l’une des programmes pour visualiser les résultats de modèle numérique à méso-échelle. La compréhension des forces internes et externes autours du phénomène est essentielle aux prévisions cycloniques à méso-échelle surtout la prévision de sa trajectoire. Cependant, le modèle WRF-ARW exige une bonne compréhension, de la théorie à l’application proprement dite, afin de bien maîtriser le domaine d’étude et l’exploitation des données à inclure. La prévision de la trajectoire du cyclone étant établie et nous avons vu aussi que même les types de cyclones frôlant la côte de Madagascar peuvent causer des dégâts très importants (voir annexe), qu’il fallait toujours prendre des mesures adéquates face aux risques de catastrophes éventuels. Nous considérons qu’il serait avisé d’établir les cartes de vulnérabilités le long de la côte Est de Madagascar pour l’aléa cyclonique afin de savoir plus précisément ses vulnérabilités dans le but de bien gérer les risques et les catastrophes. Enfin, notre étude est une approche de la réalité existante par la simulation. D’après cette performance du modèle WRF, il a simuler le Cyclone tropical FELLENG. On peut suggerer que le modèle peut servir pour la prevision des cyclones tropicaux. En particulier, des études significatives pourront être accomplis dans la prévision à temps réels de la trajectoire du cyclone et aussi dans la prévision de sa structure après sa genèse. Celle-ci est donc une sorte de préambule excitant les ésprits des étudiants en météorologie à entrer dans le vif du sujet avec n’importe quelle plateforme rigoureuse comme le WRF.
Météorologie 86
BIBLIOGRAPHIE et WEBOGRAPHIE Promotion2013
REFERENCES BIBLIOGRAPHIE et WEBOGRAPHIE : [1] OMM-N° 1012 © 2006, Organisation météorologique mondiale ISBN 92-63-21012-8. [2] MINISTERE DE L’ENVIRONNEMENT, DES EAUX ET FORÊTS DIRECTION GENERALE DE L’ENVIRONNEMENT, plan d’action national d’adaptation aux changements climatiques. MADAGASCAR -JUIN 2006 [3] Mr CHAMSOUDINE Charani, « CONTRIBUTION A LA SIMULATION NUMERIQUE DE LA CYCLOGENESE DANS LE CANAL DE MOZAMBIQUE EN UTILISANT LE MODELE MM5 : CAS DU CYCLONE ELITA DU 24 JANVIER 2004 AU 13 FEVRIER 2004 ». Mémoire d’Ingéniorat dans le Département Météorologie à l’Ecole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo. [4] Manuel de Météorologie tropicale - Florent Beucher - Météo-France © - 2010 [5] http://www.cyclonextreme.com
[6] PLACIDE GWLADYS; ABBEZZOT MICKAËL; ANDRE ALEX, « Un risque majeur à la Reunion : Le cyclone » [7] stickman.webou.net/tpe/indexTPE.html [8] P.Y.LEMEE, (1993), « Les cyclones tropicaux », Séminaire itinéraire de l’AR I sur les cyclones tropicaux. [9] NEWMAN. (1993), « Global guide to the tropical cyclone forecasting », OMM, TCP-31, Vol 1. [10] J.LEBORGNE, (1977), “ Les cyclones tropicaux dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien”. [11] G.DONQUE (1971), « Contribution à l’étude du climat de Madagascar ». [12] William C. SKAMAROCK, Joseph B. KLEMP, Jimy DUDHIA, David O. GILL, Dale M.BARKER, Michael G.DUDA, Xiang-Yu HUANG, Wei WANG, et Jordan G.POWERS, “ A Description of the Advanced Research WRF Version 3”. [13] Jimy Dudhia, “WRF Modeling System Overview”. [14] ARW Version 3 Modeling System User’s Guide 2011. [15] Laurie CARSON, “WRF and WPS: Compile”. [16] Jérôme HUILLET, « Initiation à l’environnement R », Septembre 2002. [17] www.R-project.org [18] RAFIDIMALALA Tiavina Johanna, « EVALUATION DE LA SITUATION PLUVIOMETRIQUE SAISONNIERE DANS LA REGION ALAOTRA MANGORO DURANT LES EPISODES EL NIÑO ET LA NIÑA ». Mémoire d’Ingéniorat dans le Département Météorologie à l’Ecole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo. [19] Formation du cyclone tropical.html [20] Florent Beucher « Météorologie Tropical : des alizés au cyclone (Tom 1 et 2)».
Météorologie a
Annexes
Annexe 1 : Configuration des fichiers namelist.input &time_control run_days = 0, run_hours = 150, run_minutes = 0, run_seconds = 0, start_year = 2013, 2013, start_month = 01, 01, start_day = 28, 28, start_hour = 06, 06, start_minute = 00, 00, start_second = 00, 00, end_year = 2013, 2013, end_month = 02, 02, end_day = 03, 03, end_hour = 12, 12, end_minute = 00, 00, end_second = 00, 00, interval_seconds = 21600, input_from_file = .true.,.true., history_interval = 180, 60, frames_per_outfile = 1000, 1000, restart = .false., restart_interval = 5000, io_form_history = 2 io_form_restart = 2 io_form_input = 2 io_form_boundary = 2 debug_level = 0 /
&domains time_step = 12, time_step_fract_num = 0, time_step_fract_den = 1, max_dom = 2, e_we = 148, 149, e_sn = 96, 121, e_vert = 28, 28, p_top_requested = 5000, num_metgrid_levels = 27, num_metgrid_soil_levels = 2, dx = 50000, 25000, dy = 50000, 25000, grid_id = 1, 2, parent_id = 1, 1, i_parent_start = 1, 49, j_parent_start = 1, 32, parent_grid_ratio = 1, 3, parent_time_step_ratio = 1, 3, feedback = 1, smooth_option = 0 /
i
&physics mp_physics = 3, 3, ra_lw_physics = 1, 1, ra_sw_physics = 1, 1, radt = 30, 30, sf_sfclay_physics = 1, 1, sf_surface_physics = 2, 2, bl_pbl_physics = 1, 1, bldt = 0, 0, cu_physics = 1, 1, cudt = 5, 5, isfflx = 1, ifsnow = 0, icloud = 1, surface_input_source = 1, num_soil_layers = 4, sf_urban_physics = 0, 0, /
&fdda /
&dynamics w_damping = 0, diff_opt = 1, km_opt = 4, diff_6th_opt = 0, 0, diff_6th_factor = 0.12, 0.12, base_temp = 290. damp_opt = 0, zdamp = 5000., 5000., dampcoef = 0.2, 0.2, khdif = 0, 0, kvdif = 0, 0, non_hydrostatic = .true., .true., moist_adv_opt = 1, 1, scalar_adv_opt = 1, 1, /
&bdy_control spec_bdy_width = 5, spec_zone = 1, relax_zone = 4, specified = .true., .false., nested = .false., .true., /
&grib2 /
&namelist_quilt nio_tasks_per_group = 0, nio_groups = 1, /
ii
Annexe 2 : Configuration des fichiers namelist.wps &share wrf_core = 'ARW', max_dom = 2, start_date = '2013-01-28_06:00:00','2013-01-28_06:00:00', end_date = '2013-02-03_12:00:00','2013-02-03_12:00:00', interval_seconds = 21600 io_form_geogrid = 2, /
&geogrid parent_id = 1, 1, parent_grid_ratio = 1, 2, i_parent_start = 1, 20, j_parent_start = 1, 15, e_we = 148, 149, e_sn = 96, 121, geog_data_res = '10m','2m', dx = 50000, dy = 50000, map_proj = 'mercator', ref_lat = -20, ref_lon = 55, truelat1 = -15, truelat2 = 0.0, stand_lon = 55, geog_data_path = '/media/B.D/WPS_GEOG' /
&ungrib out_format = 'WPS', prefix = 'FILE', /
&metgrid fg_name = 'FILE' io_form_metgrid = 2, /
iii
Annexe 3 : Figure de la Mécanisme d’enregistrement avec WRF
iv
Annexe 4 : POINT DE SITUATION CYCLONE TROPICAL INTENSE FELLENG
v
vi
vii
Table des matières
TABLES DES MATIERES :
REMERCIEMENTS ...... A
SOMMAIRE ...... i
Liste des tableaux ...... ii
Liste des photos ...... ii
Liste des figures ...... iii
Liste des abréviations...... v
NOTATIONS ...... vi
INTRODUCTION ...... 1
PARTIE I: LES CYCLONES TROPICAUX ...... 2
CHAPITRE I: GENERALITES SUR LES CYCLONES ...... 2
I. Définition ...... 2 II. Naissance du cyclone ...... 2 1. Conditions nécessaires à la cyclogenèse ...... 2 a) Température de la mer élevée ...... 2 b) Forte humidité relative en moyenne troposphère ...... 3 c) Faible cisaillement vertical du vent ...... 3 d) Existence d’une perturbation préexistante ...... 3 e) Force de Coriolis suffisante ...... 4 f) Divergence en haute troposphère ...... 4 III. Conditions synoptiques favorables ...... 5 1. Source d’énergie ...... 6 a) Flux de chaleur ...... 6 b) Processus radiatifs ...... 7 2. Maturité du cyclone ...... 7 a) Circulation de l’air et forces en présence ...... 7 b) Les relations thermodynamiques ...... 9 3. Déclin du cyclone ...... 9 a) La propagation ...... 9 b) La dégénérescence ...... 9 CHAPITRE II: BASSINS CYCLONIQUES ...... 11
I. Généralités...... 11 1. Bassins cycloniques ...... 12
2. Classification dans l’Océan Indien...... 12 II. Présentation du bassin cyclonique du SUD-OUEST de l’Océan Indien ...... 13 CHAPITRE III: GENERALITE SUR LES ACTIVITES CYCLONIQUES DANS LE SUD-OUEST DE L’OCEAN INDIEN ...... 14
I. Zone de cyclogenèse et mode de cyclogenèse ...... 14 1. Fréquences ...... 14 2. Variabilité interannuelle ...... 16 3. Trajectoires ...... 17 4. Vitesse de déplacement ...... 19 5. Intensité ...... 19 II. Théorie générale sur le déplacement des cyclones tropicaux ...... 20 1. Forces extérieures ...... 21 a) Effet de la température ...... 21 b) Effet directeur de l’environnement ...... 21 c) Effet de relief ...... 24 d) Effet de la position latitudinale de la ZCIT sur la trajectoire ...... 25 e) Effet de FUJIWHARA ...... 25 2. Forces intérieures ...... 25 a) Effet BETA (ou effet du gradient méridien du tourbillon terrestre) ...... 25 b) La dérivée de ROSSBY ...... 26 c) Influence de l’environnement synoptique sur la trajectoire du cyclone tropical ...... 28 PARTIE II: METHODOLOGIE ...... 29
CHAPITRE I: LE MODELE NUMERIQUE(WRF) ...... 29
I. Le modèle numérique de recherche WRF ...... 29 II. Les équations régissantes ...... 30 1. Coordonnée verticale et ses variables ...... 30 2. Les équations de flux d’Euler ...... 32 3. Les équations d’humidité ...... 33 4. Les systèmes de projection ...... 34 5. Les équations régissantes sous forme perturbée ...... 35 III. Discrétisation ...... 36 1. Discrétisation temporelle ...... 36 a) Méthode d’intégration de Runge-Kutta ...... 36 2. Discrétisation spatiale ...... 37
IV. Les conditions initiales et les conditions aux limites ...... 37 1. Les conditions initiales ...... 37 a) Utilisation de WPS, système de prétraitement de WRF ...... 38 b) Etat de référence ...... 39 c) Etat de perturbation ...... 40 2. Conditions aux frontières latérales ...... 40 CHAPITRE II: MISE EN ŒUVRE DU MODELE WRF (ARW) ...... 42
I. Les modules de la WRF ...... 42 1. WPS ...... 43 a) Programme Geogrid ...... 44 b) Programme Ungrib ...... 44 c) Programme Metgrid ...... 44 2. WRF-VAR ...... 45 3. La résolution ARW ...... 45 a) Graphiques et outils de visualisation ...... 46 II. Emboîtement ...... 47 1. Options d’emboîtements ...... 47 2. Conditions aux frontières latérales du nid ...... 48 CHAPITRE III: CONFIGURATION DU MODELE WRF-ARW ...... 49
I. Etapes de la simulation du modèle ...... 49 II. Exécution du modèle ...... 49 1. Parcours du WPS ...... 49 a) Etape 1 : Définir un domaine ...... 49 b) Etape 2 : Extraire des données utilisées ...... 50 c) Etape 3 : Interpolation des données sur le domaine ...... 51 2. Parcours du modèle WRF...... 51 a) Etape 1: Initialisation des données observes ...... 51 b) Etape 2 : Parcours du modèle ...... 52 3. L’Outil de traitement de visualisation ...... 52 PARTIE III: RESULTATS ET INTERPRETATIONS ...... 40
CHAPITRE I: DESCRIPTION DU CYCLONE FELLENG ...... 53
I. FELLENG Cyclone tropical intense, saison 2012/2013 ...... 53 1. Identité du système ...... 53 2. Les différents stades atteints par FELLENG ...... 54
3. Valeur maximale ...... 55 4. Tableau des impacts sur les îles ...... 56 5. Conclusion ...... 56 CHAPITRE II: RESULTATS ET INTERPRETATIONS ...... 59
I. Généralités...... 59 II. Interprétations des résultats ...... 59 1. Le Vent ...... 59 a) Interprétation...... 64 2. SLP ou Pression au niveau de la mer...... 64 3. Les Précipitations ...... 73 a) Interprétation...... 77 4. SST ou Température de la Surface de la mer ...... 77 a) Interprétation...... 81 5. Vapeur d’eau ...... 81 CONCLUSION ...... 86
REFERENCES BIBLIOGRAPHIE et WEBOGRAPHIE : ...... a ANNEXES……………………………………………………………………………………………………………………….….b
Nom : RANJAKANIAINA Prénom : Avimila Adresse : Lot II R 138 Bis Ambohitrakely Tana 101 Contact : 033 29 469 47
Titre du mémoire : « CONTRIBUTION A L’ETUDE DE LA TRAJECTOIRE DU CYCLONE FELLENG FROLANT LA COTE-EST DE MADAGASCAR AVEC LE MODELE WRF » Nombre de pages : 86 Nombre de tableaux : 06 Nombre de photos : 05 Nombre de figures : 70
RESUME L’ouvrage présent concerne l’étude de la trajectoire du cyclone FELLENG frôlant la côte Est de Madagascar. Nous préciserons qu’il est nécessaire de savoir les conditions météorologiques autours, à savoir : les vents, les champs de pression, la SST, la précipitation et la vapeur d’eau. Le cyclone tropical FELLENG qui était dans le Sud-Ouest de l’Océan Indien du 26 janvier 2013 jusqu’au 03 février 2013 a été choisi pour les simulations. Nous pouvons alors confirmer que le modèle WRF-ARW est satisfaisant pour étudier les trajectoires d’un cyclone tropical.
Mots-clés : Sud-Ouest de l’Océan Indien, Cyclone, Trajectoire, WRF, Modèle Numérique ABSTRACT The present work relates to the study of the track of cyclone FELLENG passing very close to the east coast of Madagascar. We will specify that it is necessary to know the weather conditions such: winds, fields of pressure, ST, the precipitation and the water vapor. The tropical cyclone FELLENG which was in the South-west of the Indian Ocean of January 26th, 2013 until February 3rd, 2013 was selected for simulations. We can then confirm that model WRF-ARW is satisfactory to study the trajectories of a tropical cyclone.
Key-words: South-west of the Indian Ocean, Cyclone, Track, WRF, Numerical Model
Encadreur : Monsieur RABEFITIA Zoaharimalala