jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
quantité de mouvement horizontale mesuré par les avions de recherche le 15 octobre 1990 (Hoinka, communication personnelle). contre) mesurée par le réseau le long de l'axe principal pendant les deux mois de la phase de terrain (Bessemoulin et al., 1992). La valeur de ce paramètre varie de -6 à 8 Pascals. Il s'agit de quantités très petites, et l'on comprend la difficulté de mesurer un tel effet. Pourtant, on sait que cette force, intégrée sur toute la surface terrestre, contribue de manière importante à l'équilibre de la circulation atmosphérique. Nous avons pu établir une corrélation entre cette force et la
avons pu établir une corrélation entre cette force et la différence entre les pressions ramenées au niveau de la mer à Pau et à Saragosse, avec une très grande précision. Ceci signifie que nous savons maintenant évaluer cette force avec une bonne précision uniquement à partir de ces deux mesures opérationnelles! On peut donc continuer l'étude sans le réseau spécial de mesures. Un autre terme important du bilan de quantité de mouvement est le flux vertical transporté par les ondes de relief. Cette quantité a pu être effectivement mesurée par les avions de recherche dans un certain nombre de cas.
les avions de recherche dans un certain nombre de cas. La figure 5, due à Hoinka (communication personnelle), montre ce profil pour l'une des meilleures périodes expérimentales, la POIS (15 octobre 1990). On y constate une diminution de ce flux avec l'altitude, ce qui montre bien l'effet de freinage réparti sur toute la profondeur de la troposphère. Cependant, ces deux résultats n'apportent une information que pour une composante de l'écoulement (la composante transverse à la chaîne) et une région bien précise (l'axe principal). Pour pouvoir généraliser et obtenir une vision cohérente de l'ensemble de l'effet, il faut avoir recours à
cohérente de l'ensemble de l'effet, il faut avoir recours à la modélisation numérique. C'est là que se rejoignent les objectifs appliqués (valider et améliorer les modèles numériques de méso-échelle) On constate que seulement trois des termes ne sont pas nuls, ce qui simplifie beaucoup le problème de paramétrisation. Ces termes sont la traînée au sol, le flux vertical de quantité de mouvement par les ondes, et le terme agéostrophique. On peut donc espérer qu'en paramétrisant correctement la traînée sous-maille, et le flux vertical sous-maille, le modèle s'ajustera et reproduira par lui-même le terme agéostrophique. BIBLIOGRAPHIE Bessemoulin P., D. Puech, A.
lui-même le terme agéostrophique. BIBLIOGRAPHIE Bessemoulin P., D. Puech, A. Jansa Clar and A. Genoves, 1992: Pressure Drag during Pyrex. Annales Geophysicae, Supplement II to Volume 10 (abstract of the XVII General Assembly, Edinburgh), C233. Beau I., 1992: Evaluation des paramétrisations de l'effet orographique sous-maille dans les modèles de circulation générale à l'aide de Péridot-10km. Rapport de stage de l'ENM, Toulouse, juin 1992, 152 pp. Bougeault P. and P. Lacarrère, 1989: Parameterization of orography-induced turbulence in a meso-beta scale model. Mon. Wea. Rev., 117, 1872-1890. Bougeault P., A. Jansa Clar, B. Benech, B. Carissimo, J. Pelon and E. Richard, 1990:
B. Benech, B. Carissimo, J. Pelon and E. Richard, 1990: Momentum budget over the Pyrenees: The PYREX Experiment. Bull. Amer. Meteor. Soc., 71, 806-812. Bougeault P., A. Jansa, J.L. Attie, I. Beau, B. Benech, R. Benoit, P. Bessemoulin, J.L. Caccia, J. Campins, B. Carissimo, J.L. Champeaux, M. Crochet, A. Druilhet, P. Durand, A. Elkhalfi, P. Flamant, A. Genoves, M. Georgelin, K.P. Hoinka, V. Klaus, E. Koffi, V. Kotroni, C. Mazaudier, J. Pelon, M. Petitdidier, Y. Pointin, D. Puech, E. Richard, T. Satomura, J. Stein et D. Tannhauser, 1993: The atmospheric momentum budget over a major mountain range: First results of
momentum budget over a major mountain range: First results of the Pyrex field experiment. Annales Geophysicae, 11, 395-418. Hoinka K.P., 1992: On the vertical momentum flux during cross-mountain flow above the Pyrenees. Annales Geophysicae, Supplement II to Volume 10, C233. CONFIGURATIONS DE PRESSION DE SURFACE DANS LA ZONE ALPINE : QUELQUES MESURES ET MECANISMES Huw Davies Institut de physique atmosphérique Ecole polytechnique fédérale de Zurich Hönggerberg HPP CH-8093 Zurich SUISSE RESUME On esquisse d'abord une classification dynamique simple pour les phénomènes alpins subsynoptiques et d'échelle méso-alpha; puis on examine la structure et les caractéristiques dynamiques du phénomène « prototype »
structure et les caractéristiques dynamiques du phénomène « prototype » de chaque classe. INTRODUCTION La région alpine est le siège d'une gamme très diversifiée de configurations de pression de surface, caractéristiques et d'une grande richesse de structures. On peut notamment citer les signaux de pression accompagnant le cycle diurne, les grands systèmes de vent comme bise, bora, foehn et mistral, le passage des fronts, le développement des dépressions sous le vent. On s'intéressera dans ce qui suit aux systèmes subsynoptiques et d'échelle méso-alpha, mais il convient de noter qu'existe une myriade d'autres signaux, d'échelles (et souvent d'amplitudes) plus petites. L'approche,
myriade d'autres signaux, d'échelles (et souvent d'amplitudes) plus petites. L'approche, du point de vue de la météorologie dynamique, d'une telle variété de phénomènes d'origine orographique, passe par les tâches, conjointes, de synthèse des données disponibles sur chaque phénomène individuel permettant d'établir une typologie et d'études diagnostiques et théoriques permettant de préciser les caractéristiques dynamiques. L'accent est mis ici sur la dynamique des phénomènes; à cette fin, on propose d'abord une classification simple pour les phénomènes alpins, puis on examine brièvement la nature du phénomène prototype de chaque classe. CLASSIFICATION ET CARACTERISATION Catégories basées sur l'échelle Les réseaux synoptique et de
CARACTERISATION Catégories basées sur l'échelle Les réseaux synoptique et de méso-échelle de stations au sol fournissent une base de données relativement riche pour l'étude des configurations de pression de surface. On peut ainsi aisément classer les écoulements alpins, de manière classique, en termes de leurs échelles caractéristiques de temps (T), et de longueur horizontale (L). Plusieurs objections peuvent être faites à une telle démarche. Par exemple : un phénomène particulier présente souvent une variabilité considérable d'un cas à l'autre, les signaux sous influence orographique sont souvent anisotropes selon l'horizontale, la distinction entre échelles de temps locale et advective n'est pas
distinction entre échelles de temps locale et advective n'est pas nécessairement représentée; plus crucialement, un tel schéma s'appuie sur les données disponibles (pression de surface), et non sur la dynamique propre des phénomènes. Une classification physique Une alternative consiste à répartir les phénomènes observés dans des classes déterminées par la manière dont l'orographie influence leur apparition. La figure 1 présente une telle classification. Il s'agit là d'une classification très sommaire, basée simplement sur le type de situation générale et sur la nature, ou l'influence, du forçage induit par l'orographie. Caractérisation dynamique Une autre façon pertinente de caractériser les différents phénomènes
dynamique Une autre façon pertinente de caractériser les différents phénomènes réside dans l'utilisation des principaux nombres sans dimension identifiant la géométrie et l'importance relative des divers effets dynamiques et thermodynamiques. Ceux-ci sont définis ci-dessous en termes de quelques paramètres externes (figure 2). Figure 1 Une répartition des phénomènes induits par l'orographie, basée sur leur relation causale à l'orographie Figure 2 Paramètres de la caractérisation dynamique Parmi les paramètres externes : la latitude, le rayon de la terre (R), le terme de Coriolis (f); la géométrie de la chaîne alpine principale, par exemple longueur (L), largeur (M), hauteur (H); les caractéristiques
par exemple longueur (L), largeur (M), hauteur (H); les caractéristiques de l'écoulement incident ou de la situation générale : U = U(z), 0 = 0 (z), 0c = 0 (z), lesquelles à leur tour définissent, par exemple, les valeurs caractéristiques, sèche et humide, de la stratification N2 et N20c, et le niveau de condensation (1). Parmi les paramètres a-dimensionnés : des paramètres géométriques : ALR = L/R, ALM = L/M, M = H/M des paramètres dynamiques : Sft. = co/f, 21? = U/fL, <f=Ne T|o /U et^c = Nec -11o/U' ®=Vll0. SITUATIONS PROTOTYPES Des exemples de phénomènes tombant respectivement dans
®=Vll0. SITUATIONS PROTOTYPES Des exemples de phénomènes tombant respectivement dans les quatre classes de la figure 1 peuvent être cités : circulations montagne piémont ; blocage amont-canalisation en basses couches, avec au-dessus ondes d'inertie-gravité à propagation verticale ; déformation et retard de front ; cyclogénèse sous le vent. On adopte ici ces phénomènes particuliers comme prototypes, et on se propose de les examiner plus en détail. La réponse au cycle de réchauffement-refroidissement diurne On s'attend à ce qu'une telle réponse soit la plus nette par situations d'écoulement général faible ou stationnaire, telles qu'elles dominent en présence d'un vaste anticyclone centré
stationnaire, telles qu'elles dominent en présence d'un vaste anticyclone centré sur la région. Pour de telles conditions, une étude climatologique (Scherag, 1966) et des analyses de cas (par exemple Hafner et al. 1987) montrent la présence d'une oscillation diurne de la pression sur la zone alpine. Celle-ci comporte un signal propre à la montagne, maximal au refroidissement nocturne et minimal au réchauffement diurne, et d'une amplitude de l'ordre de 1 hPa. Pour cette situation, les nombres clés sont ceux qui sont liés à la géométrie, ainsi que Ç}? et 01. Associés à l'époque de l'année, ces paramètres sans dimension déterminent
Associés à l'époque de l'année, ces paramètres sans dimension déterminent l'amplitude du rayonnement solaire incident, ainsi que l'échelle spatiale et l'intensité du forçage diabatique. Deux mécanismes induits ont été proposés pour rendre compte du signal observé : l'effet de source (resp. puits) de chaleur élevé durant le jour (resp. la nuit), provoqué par le relief ; le renforcement de la réponse thermique dans la région alpine intérieure, dû au caractère plus rapide du réchauffement (resp. refroidissement) lié au moindre volume d'air des principales vallées alpines, comparées à la plaine environnante (à noter que la quantification de cet effet requiert le
(à noter que la quantification de cet effet requiert le recours à des paramètres supplémentaires). Les observations du signal thermique aux stations de montagne (Richner et Phillips, 1984) sont compatibles avec les mécanismes envisagés, dont la crédibilité s'est d'ailleurs vue renforcée par les résultats d'études théoriques (Egger, 1983) et de simulations numériques (Somieski, 1987). L'analyse des données recueillies dans le sous-programme «Tension de surface» de la campagne Alpex a clairement mis en évidence la présence, dans le champ thermique, d'un signal diurne propre à la région alpine. Non moins évidente est apparue la présence fréquente d'une oscillation diurne de la
est apparue la présence fréquente d'une oscillation diurne de la traînée de pression trans-alpine (Davies et Phillips, 1985 ; Carissimo et al., 1988), laquelle témoigne d'une asymétrie Nord-Sud dans le signal diurne de pression. Une étude récente de Frei et Davies (1992) confirme que l'amplitude de l'asymétrie est comparable à celle du signal de pression lui-même, et qu'elle n'est pas imputable uniquement à une asymétrie trans-alpine dans le chauffage diabatique ; les auteurs postulent que son origine résulte d'une modification par les Alpes de l'onde diurne planétaire de pression, et explorent cette possibilité à l'aide d'un modèle théorique simple. En
explorent cette possibilité à l'aide d'un modèle théorique simple. En fait, la réponse diurne présente un intérêt intrinsèque, et, sous forme modifiée, se manifeste à part entière dans d'autres phénomènes liés aux écoulements alpins. Ecoulement incident quasi-stationnaire On considère ici les deux cas extrêmes d'incidence normale et tangentielle de l'écoulement sur la chaîne alpine principale. Ecoulement amont à incidence presque normale La situation synoptique propice à ce cas se présente souvent lorsque le passage d'un front froid se traduit par l'existence d'une épaisse couche d'air froid abordant le relief de nord ou de nord-ouest. Ou encore, il peut s'agir d'un
nord ou de nord-ouest. Ou encore, il peut s'agir d'un flux de sud ou de sud-ouest associé à un thalweg d'altitude et à une configuration de surface comportant des hautes pressions à l'Est des Alpes et des basses pressions sur l'Atlantique occidental. Plusieurs traits d'observation significatifs sont associés à une telle situation. En amont de la chaîne, au-dessous du sommet de la crête, il peut y avoir un fort degré de blocage et de canalisation. Cet effet a été bien documenté pour la période Alpex (Chen et Smith, 1987 ; Binder et al., 1989), et il apparaît aussi dans la
Binder et al., 1989), et il apparaît aussi dans la climatologie (Pichler et Reuter, 1967 ; Wanner et Furger, 1990). Des mesures par avion au-dessus de la chaîne révèlent la présence d'ondes de gravité (Hoinka, 1985, 1990). À l'arrière peut se produire du foehn, avec de forts vents chauds et secs. Les caractéristiques de surface de méso-échelle, et la climatologie du foehn, ont fait l'objet de nombreuses études. Dans une telle situation, tous les paramètres a-dimensionnés cités (à l'exception de gt;) sont potentiellement importants. Les Alpes sont caractérisées, pour des valeurs de vitesse et de stratification typiques des latitudes moyennes,
valeurs de vitesse et de stratification typiques des latitudes moyennes, par ~ 1 et sr -1 . Ces valeurs témoignent de la possibilité d'une réponse comportant une forte composante agéostrophique et un blocage significatif. Si l'écoulement incident est humide ou saturé, d'autres paramètres comme 9fc et <3 sont nécessaires pour le caractériser. Peu d'études théoriques ou de modélisation numérique ont été conduites dans le but d'explorer la partie de l'espace (9t, pertinente pour les écoulements d'échelle alpine, et pratiquement aucune étude systématique n'a abordé les effets de l'humidité à cette même échelle. Par conséquent plusieurs questions restent ouvertes, comme le
même échelle. Par conséquent plusieurs questions restent ouvertes, comme le critère précis qui détermine l'apparition et l'importance de l'effet de canalisation, les traits dominants de la dynamique et de la physique des nuages relatives aux précipitations d'origine orographique au voisinage des Alpes, la fréquence d'apparition et l'amplitude probable des ondes de gravité, les processus et conditions permettant au foehn d'atteindre le sol, et son extension sous le vent de la montagne. Ces questions sont fondamentales, et elles soulignent la nécessité d'études ultérieures. Ecoulement amont à incidence quasiment tangentielle Ce type de situation se produit lorsqu'un anticyclone vaste et élevé se
de situation se produit lorsqu'un anticyclone vaste et élevé se trouve localisé au Nord des Alpes, donnant un flux de surface à dominante d'est. Également, les Alpes sont souvent immergées temporairement dans un écoulement d'ouest après certains passages frontaux. Dans le premier cas, la pointe nord des Alpes subit la bise, un vent fort, froid et sec (Wanner et Furger, 1990). Les mesures par avion d'Alpex ont montré que le phénomène était accompagné d'un jet de basse couche, variable avec le cycle diurne, au-dessus du piémont. Dans ce cas, l'échelle du système observé indique que la rotation terrestre (présente dans
du système observé indique que la rotation terrestre (présente dans ?J{) et la variation diurne de la stratification (présente dans jouent un rôle important. Des études diagnostiques (Weisel, 1990), des simulations numériques (Paegle et al., 1984) et des considérations théoriques (Horn et Davies, 1989) ont mis en évidence le rôle de la couche limite et de sa variation diurne, de la séparation amont de l'écoulement incident, et de la réponse asymétrique de la couche mélangée sur les versants Nord et Sud. Interception d'un front par les Alpes Les fronts ne contribuent pas peu au temps de la région alpine, et
contribuent pas peu au temps de la région alpine, et leur effet net constitue une part significative du signal climatique alpin. Un front incident peut être modifié à son approche des Alpes et subir alors une importante distorsion, ainsi qu'un changement de sa vitesse de déplacement (voir, par exemple, Steinacker, 1981; Davies, 1986). Il y a peu de temps, une campagne de mesures a été lancée spécialement pour étudier ces effets (Hoinka et Volkert, 1987), et quelques-uns des résultats en sont rapportés dans Hoinka et al. (1990), ainsi que dans un numéro spécial à paraître de Meteorology and Atmospheric Physics.
un numéro spécial à paraître de Meteorology and Atmospheric Physics. Cette campagne a permis de mettre en évidence de manière quantitative les changements dans la structure et la vitesse de progression des fronts tandis qu'ils approchent des Alpes. Ces résultats ont été confortés par des études théoriques et par la simulation numérique sur la dépendance de la modification frontale par rapport à la nature et à l'orientation du front incident et de l'écoulement général (par exemple : Davies 1984; Schumann, 1987; Egger, 1987; Heimann, 1990). Cyclogénèse sous le vent La partie Sud des Alpes constitue une importante région cyclogénétique (Whittaker
partie Sud des Alpes constitue une importante région cyclogénétique (Whittaker et Horn, 1984). Cependant, seulement un faible signal en témoigne dans les champs en moyenne saisonnière, parce que les dépressions concernées sont usuellement de faible amplitude, et que seule une petite fraction d'entre elles donnent lieu à coupure (« cut-off ») dans la troposphère moyenne. Une classification des événements en fonction des conditions synoptiques dominantes (Pichler et Steinacker, 1987) permet de distinguer deux types principaux : l'arrivée d'un front froid par le quadrant ouest, associée au mouvement à travers la région d'un vaste thalweg d'altitude de grande amplitude ; l'excursion
région d'un vaste thalweg d'altitude de grande amplitude ; l'excursion vers le sud d'air froid en surface, associée au passage au-dessus d'un thalweg de petite longueur d'onde, pris dans un courant d'altitude de nord ou de nord-ouest. Aussi bien le front que le thalweg d'altitude sont des éléments déterminants du développement. La pression sous le vent commence à décroître avec l'arrivée du front au voisinage des Alpes, et la dépression naissante se développe au sein de l'air chaud à l'avant du front. Ce développement s'accompagne d'une déformation par l'orographie du front incident. Dans un second temps, le thalweg d'altitude s'étend
front incident. Dans un second temps, le thalweg d'altitude s'étend en direction du sud vers la Méditerranée, et dans certains cas forme une dépression coupée (« cut-off ») au-dessus du centre de basse pression de surface (voir par exemple Bleck et Mattocks, 1984). Il existe plusieurs synthèses récentes sur la cyclogénèse sous le vent (Davies, 1989; Tibaldi et al., 1990; Egger, 1991), et un atlas des événements de telle cyclogénèse observés durant Alpex a été élaboré (Lanzinger et al., 1990). On notera simplement ici que si la cyclogénèse sous le vent est essentiellement un phénomène d'écoulement « balancé », alors
vent est essentiellement un phénomène d'écoulement « balancé », alors par une analyse du type « tourbillon potentiel », on peut lier le développement à une caractéristique de l'écoulement, ou à une combinaison de telles caractéristiques : une anomalie thermique chaude en surface, un maximum local de tourbillon potentiel en basses couches, une anomalie positive de tourbillon potentiel en altitude. L'étude de l'occurrence, du développement et de la modification par l'orographie de ces caractéristiques particulières est une façon d'aborder le problème de la cyclogénèse sous le vent, et de tester les nombreuses théories qui ont été proposées pour rendre compte
les nombreuses théories qui ont été proposées pour rendre compte du phénomène. Il convient de noter qu'aux niveaux inférieurs, les signaux de pression et de vitesse associés à chacune des contributions sont affectés par l'orographie, et diffèrent des signaux sur terrain plat. REMARQUE FINALE La revue sommaire des quatre phénomènes prototypes qui a été présentée avait essentiellement pour but d'illustrer les progrès récents sur le sujet, et de mentionner les aspects qui méritent une étude plus approfondie. 1990 : Alpex Atlas : Case studies of Alpex SOP cyclones in the western Mediterranean (Publication of the Univ. Innsbruck). Paegle et al.,
western Mediterranean (Publication of the Univ. Innsbruck). Paegle et al., 1984 : Diagnoses and numerical simulation of a low-level jet during Alpex. Contrib. Atmos. Phys., 57, 419-430. Pichler H. and H. Reuter, 1967 : Zum Studium der Struktur des Stromfeldes im Bereich der Alpen. ITAM, 205-211. (SMA, Zurich, Report n° 4). Pichler H. and R. Steinacker, 1987: On the synoptics and dynamics of orographically induced cyclones in the Mediterranean. Met. and Atmos. Phys., 36, 108-117. Richner H. and P.D. Phillips, 1984 : A comparison of temperatures from mountain tops and the free atmosphere - their diurnal variation and mean differences.
the free atmosphere - their diurnal variation and mean differences. Mon. Wea. Rev., 112,1328-1340. Scherag R., 1966 : Die Tagesliche Druckvariation über Mitteleuropa im Sommer. Tellus, 18, 806-813. Schumann U., 1987 : Influence of mesoscale topography on idealized cold fronts. J. Atmos. Sci., 44 3423-3441. Somieski F., 1987 : Numerische Simulation der thermisch angeraten Zirkulation zwischen Gebirge und Vorland. DLR Forschungsbericht. 87-30, 186 pp. Steinacker R., 1981 : Analysis of the temperature and wind field in the Alpine region. Geophys. Astrophys. Fluid Dynamics, 17, 51-62. Tibaldi S., Buzzi A. and A. Speranza, 1990 : Orographic cyclogenesis. Proc. Palmen Memorial Symposium
A. Speranza, 1990 : Orographic cyclogenesis. Proc. Palmen Memorial Symposium on Extratropical cyclones, Amer. Met. Soc., Helsinki, 1988. Wanner H. and M. Furger, 1990: The Bise Climatology of a regional wind north of the Alps. Met. and Atmos. Phys., 43, 105-116. Weisel E.L., 1990 : The decay of the Alpex low-level jet : Fine structure observations by aircraft data. Met. and Atmos. Phys., 43, 117-126. Whittaker L.M. and L. H. Horn, 1984: Northern hemisphere extratropical cyclone activity for four mid-season months. J. Climatology, 4, 297-310. PRECIPITATIONS INTENSES SUR LE VERSANT ITALIEN DES ALPES : ANALYSE ET PREVISION Paolo Bonelli ENEL
ITALIEN DES ALPES : ANALYSE ET PREVISION Paolo Bonelli ENEL DSR CRTN Via Monfalcone 15, 20132 Milan, ITALIE et Renata Pelosini CISE Milan, ITALIE INTRODUCTION L'intérêt pour l'étude des phénomènes de précipitations intenses sur les régions alpines s'est particulièrement développé ces dernières années en Italie. La raison principale en est la disponibilité de nouveaux outils de recherche, comme les radars et la modélisation d'aire limitée. En fait, l'impact de ce type de phénomène sur l'activité humaine et la sécurité civile est si important que les organismes publics prennent eux-mêmes en charge des activités météorologiques, en complément de celles du Service
charge des activités météorologiques, en complément de celles du Service météorologique national. Ainsi, dans la Plaine Padane, trois radars sophistiqués et plusieurs réseaux de stations automatiques sont exploités par des organismes régionaux. Par ailleurs, d'autres équipes de recherche ont mis en commun leurs moyens pour travailler sur un modèle d'aire limitée adapté à la climatologie de l'Italie. Ce projet est sur le point de passer à une phase opérationnelle, laquelle devrait aboutir à la production de prévisions de méso-échelle. L'effort conjugué de ces groupes a conduit au rassemblement d'un nombre maximal de données sur les situations à tempêtes du mois