Tropické cyklogeneze je odborný termín popisující vývoj tropických cyklón v zemské atmosféře . Mechanismus používaný těmito systémy pro jejich tvorbu je velmi odlišný od toho cyklogeneze z poloviny-šířky prohlubní . Je to skutečně díky hluboké konvekci v příznivém prostředí homogenní vzdušné hmoty. Jeho srdce je teplé, protože je místem poklesnutí suchého vzduchu (oko).
V průměru je na celém světě 86 tropických cyklónů ročně, z nichž 47 dosáhne úrovně hurikánů / tajfunů a 20 úrovní velkých tropických cyklónů (úroveň 3 stupnice Saffir-Simpson ).
I když je tvorba tropických cyklónů obrovským předmětem výzkumu, který dosud není zcela vyřešen, lze říci, že pro jejich rozvoj existuje šest předpokladů rozdělených do dvou kategorií:
TermodynamikaMotorem tropických cyklónů je uvolňování latentního tepla z bouřlivých srážek . Ve skutečnosti vodní pára, která kondenzuje v kapičkách mraků, uvolňuje určitou energii, která bude absorbována vodní párou během rozptýlení mraku. Energie použitá proti kapkám deště ohřívá vzduch na nízké úrovni, čímž udržuje bouřlivý cyklus. Proto musí být vzduch ve spodní a střední úrovni troposféry velmi vlhký, aby poskytoval dostatek „ paliva “ pro hlubokou konvekci k udržení systému.
„ Spouštěčem “ této konvekce je teplota moře. Normálně je povrchová teplota oceánu 26,5 ° C v hloubce nejméně 50 metrů považována za nezbytný faktor pro udržení hluboké konvekce. Tato hodnota je výrazně nad průměrnou teplotou oceánu ( 16,1 ° C ). Tento stav předpokládá, že atmosférické prostředí je jinak normální. To znamená, že v sezóně pro tropické cyklóny, teplota na 500 hPa se pohybuje kolem -7 ° C a je blízko tropopauzy do 15 kilometrů nebo více nad mořem, je to asi -77 ° C .
Tato rychlost poklesu teploty s nadmořskou výškou je velmi blízká rychlosti vlhkého adiabatika a jakýkoli nasycený vzduchový balík zvednutý v tomto prostředí bude mít k dispozici jen malou potenciální konvekční energii, protože následuje mokrý adiatik. Aby bylo možné vytvářet intenzivní konvektivní mraky, je proto nutné, aby teplota moře byla vyšší, než je obvyklé, aby byl vzduch v něm nasycený a aby byl vzduch ve výškách relativně suchší. Bylo experimentálně zjištěno, že pokud je rosný bod při 500 hPa je -13,2 ° C a úroveň volné konvekce je dosaženo v půdě s teplotou moře 26,5 ° C , se získá trvalé proudění. Změna 1 ° C v rosném bodě při 500 hPa vyžaduje ekvivalentní nezbytnou změnu teploty moře.
Pokud je však atmosféra nestabilnější, protože teplota nahoře je nižší než průměr, vede to k nestabilní vzduchové hmotě při nižší povrchové teplotě. Tropická cyklogeneze tedy může nastat při nižší teplotě povrchu moře. Ve skutečnosti stačí, aby tepelná variace s nadmořskou výškou vzdušné hmoty byla větší než adiabatický teplotní gradient, aby část vzduchu při teplotě moře vzrostla a způsobila bouřky. Nedávnými příklady takových situací jsou Delta tropické bouře (2005) , Hurricane Epsilon (2005) a Tropická bouře Zeta (2005) . Teplota moře byla v těchto případech mnohem nižší než konvenční prahová hodnota.
Maximální potenciální intenzita (MPI)D Dr. Kerry Emanuel vytvořili matematický model pro výpočet 1988 maximálního dosažitelného potenciálu tropickým cyklónem u moře povrchové teploty a atmosférického teplotní profil. Tyto údaje lze čerpat z numerického modelu předpovědi počasí , zejména těch, které se specializují na tropický vývoj. Hodnoty tohoto indexu, který se v angličtině nazývá MPI , lze vykreslit na mapách. Nacházíme tedy oblasti s potenciálem pro rozvoj tropických depresí a kde je potenciál dostatečný k dosažení úrovně cyklónu. Tento index nebere v úvahu vertikální střih větru a je pouze čistě příbuzný termodynamickému potenciálu.
Vítr je rovnováha mezi tlakovým gradientem, který vytváří pohyb vzduchu, a Coriolisovou silou, která tento pohyb vychyluje doprava ( severní polokoule ) nebo doleva (jižní polokoule). To je nula na rovníku a maximum na pólech. Aby bylo dostatečné vyvolat odchylku větru, která způsobí cyklonální rotaci, je nutné se vzdálit od rovníku nejméně o 10 stupňů zeměpisné šířky nebo asi 500 km . Morfologie půdy může zvýraznit rotaci zahuštěním třením vítr k centru nízkého tlaku. Zejména zátoky a zálivy jsou velmi účinné (např. Typhoon Vamei, který se formoval pouze na 1,5 stupních zeměpisné šířky).
Poruchy povrchuV oblasti, kde je termodynamický potenciál podle MPI poměrně vysoký , se začnou rozvíjet bouřky. Dolní dutá monzunová tropická vlna, čelo velmi volná plocha nebo zóna konvergence vlhkosti, jejíž větrné vzory poskytují dostatečný vír, umožňují rotaci kolem tohoto ohniska. Bez toho druhého zůstane konvekce neuspořádaná a bez budoucnosti.
Nízký vertikální střihZměna větru s nadmořskou výškou, jak ve směru, tak v rychlosti, by měla být menší než 10 m / s ( 36 km / h ) mezi povrchem a tropopauzou. Je tomu tak proto, že intenzivnější střih přenáší vzduch v bouřkách směrem nahoru , a proto srážky pod proudem a vysychají průměrné atmosférické hladiny. Latentní teplo uvolňované bouřkami však musí zůstat ve vyvíjejícím se cyklónu, aby byl vzduch udržován teplý a vlhký, aby se udržovaly podmínky pro jejich neustálé reformování.
Na druhou stranu, u začínajících cyklonů bude mít vývoj konvektivního komplexu mesoscale v silně střiženém prostředí za následek klesající poryvy, které odříznou vstup vlhkého vzduchu. Takže i když vytvoříme konvekční komplex, zničí se sám.
Příznivé interakceKdyž je barometrický žlab nebo horní dolní část ve stejném měřítku jako narušení povrchu a je poblíž, dojde k divergenci horní úrovně, která čerpá vzduch z povrchu. To urychluje cyklogenezi. Ve skutečnosti je minimum ještě lepší, protože studie ukázaly, že jejich nízké střihy způsobují rychlejší rozvoj tropického cyklónu za cenu nižší maximální intenzity větru a vyššího centrálního tlaku.
Tento proces se nazývá baroklinická iniciace tropického cyklónu. Taková mělká minima nebo žlaby ve výšce mohou také způsobit směrované sestupné proudy, které napomáhají zesílení. Posilující cyklóny zase pomáhají vykopat položky v nadmořské výšce, které jim pomáhaly, zesílením nízkoúrovňových trysek, které je krmí.
Více zřídka se může vyskytnout cyklogeneze typu střední šířky s průchodem silného vysokohorského proudového proudu severozápadně od rozvíjejícího se tropického cyklónu. Obecně k tomu dochází, když je cyklón již daleko od rovníku, když vstupuje do obecného západního toku ve vzduchu. Jedná se tedy o pozdní systémy.
Tropický cyklón se obvykle vytvoří z tropické vlny nebo tropického narušení, které vytvoří uzavřený oběh a stane se tropickou depresí. Za příznivých podmínek se z ní vyvine tropická bouře a poté tropický cyklón.
V kterékoli z těchto fází může tropický systém vstoupit do nepříznivé zóny a rozptýlit se nebo provést extratropický přechod. Podobně může extratropický nebo subtropický systém ve vzácnějších případech vést k tropickému cyklónu.
Tropický cyklón je proto poháněn tepelnou energií, která je výsledkem uvolňování tepla během tvorby srážek. Životní cyklus takového systému proto probíhá následovně:
Pokud je uvolněná energie a dynamické spouštěče střední, můžeme vytvořit tropickou bouři . Pokud jsou důležitější, dorazíme do stádia tropického cyklónu . Poté dojde k poklesu výšky tropopauzy ve středu systému a sestupný vzduch se zahřeje a vysuší. Tento pokles je soustředěn na konkávní část spirálového pásu, protože na této straně pásů je důležitější zahřívání. Nyní teplý vzduch stoupá a snižuje atmosférický tlak. Jak tlak klesá v konkávnosti pásů, tangenciální větry zesilují. Pak se konvektivní pásy sbíhají směrem k cyklonovému středu tím, že se ovíjejí kolem něj. Výsledkem je tvorba oka a oční stěny.
Smrt těchto systémů je způsobena zvýšeným povrchovým třením při vstupu na pevninu nebo ztrátou jejich zdroje tepla při průchodu chladnějšími vodami. Nárůst střihu větru s nadmořskou výškou a přísun suchého vzduchu, jako je tomu u vrstvy saharského vzduchu , také znemožní bouřlivou konvekci nezbytnou k jejich udržení. Tyto prvky se mohou vyskytovat v tropickém pásmu a jeden pak rozptýlí cyklon v dezorganizované konvekci.
Z tropického cyklónu se však na konci tropické existence často stávají extratropické cyklóny. Když je zachycen v rychlém západním oběhu v těchto zeměpisných šířkách, přechod obvykle začíná mezi 30 ° a 40 ° zeměpisné šířky. Během přechodu začíná cyklón vstupovat do chladnější hmoty horního vzduchu. Jeho zdroj energie pak přechází z uvolňování latentního tepla přes kondenzaci z bouřek v jeho středu do baroklinického procesu.
Nízkotlaký systém poté ztratí své horké jádro a stane se chladným nebo posttropickým systémem jádra . Bouře se pak může stát zbytkovým minimem , pokud poblíž není žádný čelní systém , nebo extratropickým cyklonem , pokud se spojí s okolními frontami a / nebo je pohlcena velkým baroklinickým minimem .
Velikost systému se pak zdá, že roste, ale jeho srdce slabne. Zatímco zbytková deprese se rozptýlí, extratropický cyklón, jakmile je přechod dokončen, bude schopen obnovit energii díky baroklinické energii, pokud jsou příznivé podmínky prostředí. Cyklón také změní svůj tvar a postupně bude méně symetrický.
Doposud jsme popsali předpoklady pro vývoj tropických cyklónů. V této části ukážeme původ dynamických prvků, které ovlivňují místa, kde se tyto systémy formují.
Rossbyho vlny, které identifikoval a teoretizoval Carl-Gustaf Rossby v roce 1939 , jsou longitudinální změny vlnových délek v planetárním měřítku v proudění vzduchu v nadmořské výšce. Jsou to setrvačné vlny atmosféry a jejich přemístění vede k rozvoji depresí střední šířky.
Tyto vlny někdy dosahují zeměpisných šířek poblíž rovníku a výzkum ukázal, že mohou, i když jsou tam slabé, zvýšit pravděpodobnost tropické cyklogeneze v Pacifiku. Zvyšují západní větry ze spodní troposféry, což zvyšuje vír . Tyto vlny se pohybují v „paketech“, jejichž jednotlivé vlny mohou dosahovat rychlostí řádově 1,8 m / s, ale skupinová rychlost je obecně téměř nulová.
Globálně jsou tropické cyklóny významně ovlivněny ENSO ( El Niño - jižní oscilace ). Tato fluktuace systému oceán-atmosféra během několika let znamená velké změny v Walkerově oběhu a Hadleyho buňkách v tropické oblasti Tichého oceánu. Stav ENSO lze charakterizovat mimo jiné anomálií teploty povrchu moře (SST) ve východním a středním rovníkovém Pacifiku: oteplování na východě se nazývá události El Niño a nachlazení jsou události La Niña .
Epizody El Niño způsobují nárůst tvorby tropického cyklónu v jižním Pacifiku a středním severovýchodním Pacifiku mezi 160 ° východní délky a datovou čarou, zatímco v jiných povodích je zaznamenán pokles jako v severním Atlantiku, severozápadním Pacifiku západně od 160 ° východní délky a Australský region. Niňové obecně přinášejí opačné podmínky. Tyto změny v aktivitě tropického cyklónu jsou způsobeny různými účinky ENSO: modulací intenzity místního monzunového žlabu , přemístěním polohy tohoto žlabu a úpravou vertikálního střihu větru v troposféře.
Studie z roku 2016 ukazuje, že reakce na intenzitu a umístění El Niño a El Niña je nelineární ve variacích v distribuci tropických cyklónů v severovýchodním Pacifiku, ale je téměř lineární v povodí severozápadně a v severním Atlantiku.
Kromě ENSO vykazují tři pánve (Atlantik, jihozápadní Indie a severozápadní Pacifik) systematické změny frekvence tropických cyklónů pomocí téměř dvouleté oscilace (OQB), což je východozápadní oscilace větrů. Stratosféra obklopující planetu poblíž rovníku . Tyto vztahy mohou být způsobeny změnami statické stability a dynamiky v blízkosti tropopauzy . Vzhledem k robustnosti těchto změn v aktivitě tropického cyklónu, které odpovídají fázím OQB, se zdá nepravděpodobné, že by asociace byly čistě náhodnými korelacemi. Je však zapotřebí dalšího výzkumu, který by poskytl důkladné vysvětlení těchto vztahů.
Mezi aktivitou hurikánů v západním Pacifiku a v severním Atlantiku existuje inverzní vztah. Když je jeden velmi aktivní, druhý je spíše klidný. Hlavním důvodem se zdá být vztah s fází Madden-Julianovy oscilace (OMJ), ve které se nachází nejaktivnější pánev.
MOY je abnormální distribuce srážky podél rovníku na planetu. Vyznačuje se postupným vývojem oblastí tropického deště a souběžných suchých oblastí na východ. Pozoruje se hlavně v Indickém a Tichém oceánu. Neobvykle silné deště se vyvíjejí nejprve v západním Indickém oceánu a přes teplé vody západního a středního Pacifiku se pohybují na východ. Následně se tyto oblasti deště rozptýlí, když přecházejí přes chladnější vody východního Pacifiku, ale obnovují svůj vývoj, když procházejí přes tropický Atlantik.
Na tyto deštivé oblasti, kde najdeme převážně konvektivní mraky, následují velmi výrazné suché oblasti, kde je vzduch velmi stabilní. Každý cyklus trvá mezi 30-60 dny, takže OMJ je také známý jako 30-60 oscilace , 30-60 vlna a mezisezónní oscilace . Obecně vzrůstající západní větry z OMJ generují větší počet tropických vln, což zvyšuje pravděpodobnost tropické cyklogeneze. Jak OMJ postupuje ze západu na východ, přesouvá během sezóny oblast formování tropických bouří na východ.
V závislosti na podmínkách teploty moře, nestabilitě a dostupnosti vlhkosti není divu, že maximální aktivita tropických cyklónů je zjištěna pozdě v letní sezóně . Aktivita však obvykle trvá mnohem déle, protože podmínky se blíží k optimálnímu na konci jara nebo se vzdalují na podzim. Každá oceánská pánev má svůj vlastní cyklus a zde je souhrnná tabulka, která uvádí průměry ročních událostí:
| Sezónní průměry | |||||
|---|---|---|---|---|---|
| Umyvadlo | Start | Konec | Tropické bouře (> 34 uzlů ) |
Tropické cyklóny (> 63 uzlů) |
Kategorie 3+ (> 95 uzlů) |
| Pacifický Severozápad | duben | leden | 26.7 | 16.9 | 8.5 |
| Jižní Indický oceán | říjen | Smět | 20.6 | 10.3 | 4.3 |
| Severovýchodní Pacifik | Smět | listopad | 16.3 | 9.0 | 4.1 |
| Severní Atlantik | červen | listopad | 10.6 | 5.9 | 2.0 |
| Austrálie a jihozápadní Pacifik | říjen | Smět | 10.6 | 4.8 | 1.9 |
| Severní Indický oceán | duben | prosinec | 5.4 | 2.2 | 0,4 |
Oblasti do 10 stupňů od rovníku mají zřídka takové systémy, jak bylo ukázáno dříve. Nad 30 stupňů severní a jižní šířky, výškový oběh, silný střih větru a chladnější teploty moře nepřispívají ke vzniku ani zesílení tropických cyklónů. Jsme svědky především frontální cyklogeneze středních zeměpisných šířek, která je velmi odlišná. V této oblasti vzniklo nebo zesílilo jen několik vzácných případů, jako je hurikán Alex (2004) a Tropická bouře Alberto (1988). Obecně platí, že tropické cyklóny přicházející do těchto zeměpisných šířek, směřující k pólům, projdou transformací na extratropické cyklóny .
A konečně je nepravděpodobné, že by oceánské oblasti, kde procházejí studené proudy, tropické cyklóny neviděly. Západní pobřeží Jižní Ameriky , kudy prochází Humboldtův proud , tedy může během El Niño jen doufat v cyklóny . Na druhou stranu teplé proudy, jako je Golfský proud, slouží jako zásobník tepla a budou je následovat.
Od prvních námořníků, kteří se vydali do tropických oceánů, až po nejnovější vývoj numerických modelů předpovědi počasí , se lidé pokoušeli předpovědět vznik, vývoj a trajektorii tropických cyklónů. První vědecké pokusy se datují do XIX th století s tvorbou sítí pozorování počasí na celém světě. Poté šlo o extrapolaci pohybu systémů podle jejich předchozí tendence. XX th století vidělo šíření dat, a to jak na zemi, na moři a nadmořská výška: povětrnostních bójí , reporty dodávané s bezdrátovým , radar a meteorologické družice , letadla a radiosondu zpráv. Výzkumníci a meteorologové nejprve vyvinuli diagnostické techniky a poté matematické modely vývoje cyklónů, aby byli schopni varovat populace před jejich příchodem a možnými účinky.
V poslední době vědci z Colorado State University zjistili statistické korelace mezi vývojem tropických cyklónů v severním Atlantiku a různými jevy počasí mezi západní Afrikou a západní Indií. Od roku 1984 vydává sezónní předpověď, jejíž výsledky se ukázaly být lepší než klimatologie . Další výzkumná střediska od té doby následovala příklad pro jiné oblasti, jako jsou oblasti severozápadního Pacifiku a australské zóny. Prediktory těchto oblastí se týkají Walkerova oběhu , ENSO , oscilací severního Atlantiku a Arktidy (podobně jako jižní oscilace ) a Pacific desetileté oscilace .
Již několik desetiletí klimatologové několik desetiletí studují variace oscilací oceánské cirkulace, globální meteorologické situace a teplotu vody v kritických oblastech. Tato data ukazují cykly v počtu a intenzitě tropických cyklónů. Různé oceánské pánve mají také různé cykly kvůli planetární zpětné vazbě. Oteplování také představil novou proměnnou.
Výsledky dlouhodobých numerických simulací závisí na různých parametrech, které vstupují do modelů. Globální průměrná teplota a hladina moře se zvyšují podle různých scénářů koncentrací CO 2 . Zvýšení teploty povrchu oceánů Několik studií ukazují nárůst od 0,8 do 2,4 ° C . Podle tohoto realistického scénáře se celkový počet hurikánů nemění, ale hurikány se stávají silnějšími a nejvyšší kategorie, 5, se dosahuje mnohem častěji. Kromě toho se srážky také zvyšují o 13 až 26%.
Paralela s teplotou vody však není dokonalá a ve vědeckém světě je stále předmětem debaty. Důležitou roli hrají také další faktory: multidekadální oscilace, síla událostí El Niño a kolísání střihu větru.
Od amerického Národního úřadu pro oceán a atmosféru (NOAA):